la dinámica y el interior terrestre

LA
DINÁMICA
Y EL
INTERIOR
TERRESTRE
LOS PROCESOS
GLOBALES
Francisco Javier Barba Regidor
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
1. INTRODUCCIÓN
La Tierra es un planeta dinámico. Esta circunstancia, relativamente extraña en el contexto del
Sistema Solar, ha hecho de la Tierra un planeta diferente incluso entre los más parecidos a él, los
denominados planetas terrestres o interiores.
Fruto de esa dinámica, las cordilleras y los continentes que las soportan, los océanos y los volcanes
que los estiran, en su conjunto, han configurado, junto con los procesos meteorológicos, todo un
complejo de formas superficiales que son como un libro abierto de la propia historia que lo ha
construido.
Sin embargo, nuestro conocimiento de toda esa dinámica y de la historia acaecida ha sufrido
profundos cambios en el breve plazo de los últimos 250 años, y, especialmente, en los últimos cinco
decenios. Desde Hutton a la actualidad, la ciencia geológica ha ido construyendo un cuerpo de
doctrina cada vez más complejo -lo mismo o más que la misma historia del planeta-, que, con toda
seguridad, será tanto o más complejo en las futuras próximas décadas. La tecnología de apoyo en el
estudio de la estructura y de la dinámica terrestre ha proporcionado novedosos e importantes
datos, con imágenes notablemente inquietantes sobre el estado profundo de nuestro planeta y de
las implicaciones que éste, y su evolución en el tiempo, pueden llegar a tener en los procesos
superficiales. En definitiva, una imagen cambiante de la Tierra.
En la actualidad, algunas ideas tradicionales precisan de una reformulación, de una simplificación
acaso; a veces, de una ampliación o, por qué no, de una extirpación de los manuales al uso, en
donde sólo deben quedar como conceptos de uso ya obsoleto. La dificultad de acercarnos a la
actualidad de lo que hoy entendemos por estructura y dinámica terrestre sugiere la necesidad de
llevar a cabo una actualización en ese sentido. Esta es la tarea que se va a iniciar a continuación.
2. ESTRUCTURA TERRESTRE: NUEVOS MODELOS
Página
Existen numerosas referencias que nos acercan en los últimos veinte años a los cambios en la
concepción de la estructura interna de la Tierra. No es fácilmente olvidable la recopilación titulada
"Deriva Continental y Tectónica de Placas", llevada a cabo por H.Blume edic. en 1974, que, bajo la
colección "Selecciones de Scientific Amerícan", tuvo sucesivas reediciones en castellano hasta
principios de los ochenta. Otra monografía de cierto interés lo fue en su momento el número 86 de
la revista Investigación y Ciencia, titulado Dinamismo terrestre (noviembre de 1983).
Posteriormente, este texto fue sucesivamente reeditado, recogiéndose otros artículos que habían
ido saliendo con posterioridad a aquél y que se referían a los aspectos dinámicos del planeta. El
documento a que nos referimos, con el título genérico "La Tierra: estructura y dinámica", fue
editado bajo la selección de A. Udías en 1988 por Prensa Científica, bajo la colección Libros de
Investigación y Ciencia.
1
2.1. Las referencias
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Estas tres obras, recopilaciones a su vez de diversos artículos aparecidos en Investigación y Ciencia
hasta entonces, supusieron una pequeña revolución en el conjunto de los conocimientos que una
buena parte de los profesores de Enseñanza Secundaria, que, habiendo iniciado su carrera docente
antes de empezar a divulgarse la nueva teoría, tuvieron la oportunidad de conocer para empezar a
tratar de ponerse al día en la nueva visión del planeta.
En este tiempo, además, se han venido editando en español por la Editorial Rueda una serie de
manuales de uso bien conocido escritos por F. Anguita y algunos otros autores. Hasta aquí, ese
viene a ser todo el bagaje de la información asequible y disponible en las librerías españolas.
Cualquier intento para ponernos al día al respecto pasa irrevocablemente por la consulta de textos
publicados especialmente en inglés y, ocasionalmente, en francés y sus filiales españolas (Boillot,
1984; etc.). Una relación de algunas de estas referencias se incluye al final en el capítulo de la
Bibliografía.
Algunas referencias más modernas acerca del tema hay que buscarlas en diferentes revistas
científicas. Unas, más generalistas (Science, Nature); otras, menos (Geology, TerraNova, etc.), pero
todas ellas más elitistas que la ya mencionada y tradicional revista de divulgación Investigación y
Ciencia ("Scientific American") o su sucedánea francófona –y ya, desgraciadamente, desaparecidaMundo Científico ("La Recherche"),
2.2. La estructura terrestre y la tecnología
Se ha dicho que no hay ciencia sin tecnología; pero también que no puede haber revolución
tecnológica si la ciencia no contribuye a su desarrollo. Estamos, en consecuencia, ante un dilema
serio que conecta tan íntimamente la ciencia con la tecnología y ésta con la anterior que
prácticamente se nos muestran como un algo indisoluble. Si la gran revolución galileana de la
Astronomía, por ejemplo, vino dada por el descubrimiento del telescopio como herramienta de
observación más precisa, la correspondiente al concepto que hoy tenemos de la Tierra y su interior
-y su dinámica- ha venido dada por la creciente capacidad del ser humano de encontrar hasta en los
sucesos catastróficos -los terremotos- la clave para desentrañar los misterios del interior
perturbado de ese mismo planeta. La sismología se nos ha convertido en una de las más eficaces
herramientas en este afán, y, junto con el estudio del paleomagnetismo de las rocas, han sido las
claves para explicarnos ciertas circunstancias de por qué los materiales geológicos están donde
están y como están.
2.2.1. Las primeras aproximaciones al conocimiento de la estructura interna de la Tierra
2.2.1.1. El momento de inercia y la densidad terrestre.
Por ello, I nos da, por medio de Z, una idea de la concentración de masa respecto al centro del
cuerpo. Si Z>2/5, la parte central será menos densa, por término medio, que la superficial, e,
inversamente, en el caso de que Z<2/5, la parte central sería más densa en su conjunto que la
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En un cuerpo esférico, este parámetro viene dado por la expresión matemática I = ZMR2, en donde
M es la masa de ese cuerpo, R su radio y Z una constante cuyo valor es 2/3 si, en el caso de un
casquete esférico, toda su masa está concentrada en su superficie. Si, en cambio, la masa se
concentra en el centro, Z vale cero (Z = 0). Si la densidad de la esfera es constante en todos sus
puntos, Z = 2/5.
2
La primera referencia acerca de cómo pueden variar las características físicas en el interior de la
Tierra las encontramos en el momento de inercia, I, de la Tierra.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
superficial.
Como en la Tierra Z=0'3306, esto es menor de 2/5, la densidad será, por término medio, mayor
conforme nos acerquemos al centro.
2.2.1.2. La variación de la densidad y de la presión en el interior terrestre
Continuando con la metodología aportada por el método anterior, Bullen calculó las densidades en
profundidad desde la parte superior del manto -donde supuso un valor de 3'32 g/cm3, valor
aproximadamente igual a la del olivino, mineral que creía constituyente de esta zona-. A partir de
estos datos, calculó la masa y el momento de inercia del manto. Luego, supuso que la densidad de
la corteza era constante, deduciendo que su masa y su momento de inercia eran tan pequeños que
los efectos sobre los cálculos siguientes resultarían mínimos. Restando las masas y los momentos
de inercia de la corteza y el manto de las cantidades correspondientes a la totalidad de la Tierra,
dedujo la masa y el momento de inercia del núcleo. Asombrosamente, el valor de Znucleo obtenido
era de 0'57, esto es, más propio de un cuerpo con densidad decreciente con la profundidad.
El propio Bullen reconocía que estos resultados no eran posibles; como veremos, las pruebas
sísmicas demuestran que el núcleo externo debe ser líquido, con lo que, gravitacionalmente, se
puede comprender la inestabilidad de un líquido denso "flotando" sobre otro más ligero (!).
Después de diversos análisis, se concluyó que casi con toda seguridad el valor de Z en el núcleo
debía ser de 0'385 a 0'390, que implica, en primer lugar que la densidad crecía con la profundidad,
y, en segundo lugar, que había algún error en la consideración de la densidad del manto.
Un esquema actualmente aceptado de la distribución de las densidades en el interior terrestre se
muestra en la figura 1, con un importante salto a los 2990 km de profundidad, límite que veremos
marcado más adelante por medio de otros métodos de análisis.
Página
Figura 1. Distribución de las densidades (banda de puntos) de los materiales geológicos en el interior de la Tierra y de
las variaciones en la presión (línea quebrada).
3
La aceptación de un valor de Z para el núcleo menor de 0'4 implicaría una densidad para el manto
de hasta casi 37. Si el análisis de probabilidades de los tipos de rocas que pudieran ser compatibles
con estos valores fue difícilmente concluyente en aquellos momentos, en la actualidad un
incremento de este tipo puede ser entendido como debido a cambios en las coordinaciones
químicas de las fases minerales a medida que aumenta la profundidad y, por tanto, la presión de
carga.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Extrapolando estos valores a las variaciones de la presión con la profundidad, la gráfica de Bullen
muestra la existencia de saltos equivalentes a los mostrados por las variaciones en la densidad, lo
que insiste en la heterogeneidad profunda del planeta, esto es, en su fuerte estructuración en
capas separadas por superficies más o menos netas.
2.2.2. La sismología y la tomografía sísmica
El fundamento del método sísmico es bien conocido: los terremotos liberan energía partícula a
partícula en forma de vibraciones profundas -las ondas profundas, P y S- que, al llegar a la
superficie pueden, a la vez de descomponerse en ondas superficiales -y catastróficas-, llegar a ser
capturadas por sismógrafos más o menos eficaces que rápidamente pueden proporcionarnos datos
de llegada de los trenes de onda que, una vez analizados y comparados con los registros de otras
estaciones, nos suministrarán interesantes datos del retardo sufrido por las ondas sísmicas de
profundidad, bien por haber recorrido caminos más largos, bien por haber atravesado rocas menos
dispuestas a dejar pasar esos trenes de onda, o todo lo contrario.
En efecto, la observación precisa del comportamiento de estas ondas aporta interesantes
deducciones de las variaciones de rigidez de las capas rocosas del interior terrestre. Ello viene dado
por el hecho de que tanto la velocidad de propagación de las ondas P como la de las ondas S viene
controlada directamente por el módulo de cizalla o "rigidez", µ, de modo que la expresión de
ambas velocidades es la siguiente (véase desarrollo en Udías y Mezcua, 1997, p. 142a145):
en donde Vp y Vs representan las velocidades respectivas de las ondas P y S, siendo K el coeficiente
volumétrico o de compresibilidad de las rocas, y p es la densidad de los materiales atravesados. Se
deduce de aquí que la velocidad de ambas ondas depende directamente de la rigidez, no de la
densidad, de los materiales atravesados.
De aquí, se puede deducir fácilmente que, sea cual sea el valor de K, de µ y de ρ, Vp>Vs. Es decir,
nos proporciona el fundamento de por qué las ondas P son más rápidas que las ondas S.
Igualmente, se justifica que, en aquellos medios en que u sea nulo, las ondas S no se desplacen,
pues su velocidad se anula.
Además, como cualquier onda -de sonido, luminosa, etc.- que trate de pasar de un medio de rigidez
"x" a otro de rigidez "z", ésta tratará de hacerlo en función del ángulo de incidencia desde el medio
de entrada, en función de la energía disponible y, especialmente, en función de las diferencias en la
rigidez entre ambos medios. Se podrá, así, bien refractar, bien reflejar a medida que el ángulo de
incidencia aumente.
= = constante
(2)
La importancia de esta expresión está en que nos brinda la posibilidad de establecer cuál va a ser la
trayectoria de la onda sísmica en función de la variación de la rigidez del medio incidente al medio
refractado. Así, se puede demostrar que, si aumenta la rigidez, la trayectoria se aleja de la normal,
Página
̂
̂
4
En el caso de la refracción, se sabe que se puede expresar matemáticamente por medio de la ley de
Snell, en donde las relaciones trigonométricas se refieren a los senos de los ángulos en el medio de
incidencia (i) y refractado (r), en tanto que µi y µr son los valores de la rigidez en ambos medios
respectivamente:
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
con lo cual geométricamente adquirirá un trazado cóncavo, tendiendo la onda a salir a la superficie;
al contrario, si el medio incidente es más rígido que el medio refractado, la trayectoria será
convexa, en que la onda buscará el interior terrestre con preferencia a la superficie. Las figuras 2a y
2b resumen, respectivamente ambos casos. El Anexo I representa el fundamento de esto.
(a)
(b)
Figura 2. Trayectorias seguidas por las ondas sísmicas en dos planetas diferentes; H: hipocentros. En (a), la rigidez es
mayor con la profundidad; en (b), la rigidez es mayor cerca de la superficie que en profundidad. El Anexo I explica
este fenómeno.
Estos datos, además, nos introducen en la posibilidad de usar de manera combinada todos ellos,
contribuyendo a desentrañar poco a poco la naturaleza y el estado de los materiales profundos, así
como las variaciones de ambos aspectos, la geometría y las dimensiones de las capas en que ese
planeta esté estructurado.
El estudio del comportamiento elástico de los materiales rocosos profundos al paso de las ondas
sísmicas nos suministra, por lo tanto, un amplio abanico de informaciones. De un lado, que nuestro
planeta está estructurado en capas más o menos concéntricas; que estas capas están separadas por
superficies más o menos nítidas llamadas discontinuidades; que el estado de rigidez de dichas
Página
Por otro lado, parece elemental pensar que, cuanto más tupida sea la red de sismógrafos extendida
por toda la Tierra, mayor será la cantidad de datos disponibles de la mayor cantidad posible de
interior terrestre, que se podrán cruzar unos con otros para mostrarnos una imagen tridimensional
del estado térmico -y de rigidez- de las rocas más profundas-; algo así como lo que normalmente
ocurre con las ecografías que se les hacen a las embarazadas, aunque con ultrasonidos, no con
terremotos. La imagen conseguida puede darnos una idea fidedigna de lo que un útero puede
albergar en ese instante; en nuestro caso, lo que se recogerá será la geometría de las masas frías y
calientes, más rígidas y menos rígidas, respectivamente. En definitiva, se tratará de una
representación certera de la circulación energética -y material- en esas capas profundas: la
circulación convectiva, tan importante para desentrañar las causas de los movimientos
superficiales de esos fragmentos terrestres denominados placas litosféricas por su composición
silicatada. Una referencia asequible y obligada acerca de esta técnica se puede encontrar en el
artículo de Anderson y Dziewonski que, publicado en Diciembre de 1984 en Investigación y Ciencia
se recoge de nuevo en la recopilación de 1988 ("La Tierra: estructura y dinámica").
5
Precisamente, cada capa se encuentra separada de la siguiente por superficies más o menos
nítidas, a veces, verdaderas zonas de transición de algunos kilómetros de espesor; son las
discontinuidades sísmicas, así denominadas porque en estas zonas o superficies las ondas sísmicas
cambian bruscamente de comportamiento (velocidad, trayectoria).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
capas se puede poner de manifiesto por medio de las variaciones de las velocidades de las citadas
ondas. El método para determinar éstas se recoge en el Anexo II.
DISCONTINUIDAD IDE MOHOROVICIC
LITOSFERA
70 km
DISCONTINUIDAD
DE LOS 650 A 670
km
PROFUNDIDAD (km.)
(a)
- DISCONTINUIDAD DE GUTEMBERG
Figura 3. a) Distribución de las velocidades de
propagación de las ondas P y S en el interior de la Tierra,
según Jeffreys (1939) y Gutenberg (1959). b) Esquema
de la estructura sísmica de la Tierra deducida a partir de
la gráfica de la figura 2.a; según Bullen (1963).
(b)
DISCONTINUIDAD DE WIECHERT LEHMAN -- JEFFREYS
6.371 km
Página
Más recientemente, en las inmediaciones de la propia superficie de discontinuidad de Gutenberg,
se cita la existencia de una zona de transición desde un lado a otro, con posible intercambio de
materiales; esta región, conocida como nivel D es, a su vez, la fuente de importantes "corrientes en
chorro" de materia y calor que, después de atravesar el manto y llegar a la superficie terrestre, en
donde forman puntos calientes, con vulcanismo asociado (p. ej. Hawaii), se denominan plumas
térmicas. La existencia de este nivel permite, una vez más, ponernos ante la eventualidad de que, al
menos desde el punto de vista estructural, las transiciones bruscas no lo son tanto como pudiera
6
Es bien conocido el diagrama de las velocidades de propagación de las ondas P y S hasta el centro
de la Tierra. Este diagrama, elaborado por Jeffreys en 1939 para el caso de las ondas primarias,
coincide bastante bien con el posteriormente obtenido por Gutenberg en 1959. En ambos casos se
detectan tres saltos significativos para las velocidades; uno cerca de la superficie, marcado por la
posteriormente denominada discontinuidad de Mohorovicic -o simplemente Moho-, que separa la
corteza del manto; otro a los 2990 km de profundidad, o discontinuidad de Gutenberg, entre el
manto y el núcleo. Por último, una tercera, a unos 5000 km de profundidad, dentro del núcleo, la
discontinuidad de Lehman, que diferencia dos niveles, el externo y el interno, cuyas diferencias
mutuas de rigidez quedan marcadas por la gráfica de velocidad de las ondas S según Gutenberg.
Así8 (ver figura 3), la discontinuidad de los 2990 km, habida cuenta que las ondas S pierden
absolutamente su energía cinética -velocidad cero- al llegar a la superficie del núcleo externo,
representa a esa profundidad un cambio de estado físico al menos entre el manto inferior y el
núcleo externo; el primero, sólido, el segundo fluido.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
parecerlo.
En efecto, bajo esta misma configuración, la transición del núcleo externo al interno, o
discontinuidad de Lehman, no es ni mucho menos un corte o salto tan brusco, como tampoco lo es
la en otro tiempo conocida discontinuidad de Repetti o de los 650-670 km de profundidad, dentro
del manto terrestre, en donde se separaban el manto superior y el inferior.
2.2.3. El geomagnetismo y la naturaleza y la dinámica profundas.
Otro método para el conocimiento del interior de la Tierra es el que nos brinda el magnetismo
terrestre que ha quedado grabado en las rocas de la Tierra. Este método parte de la idea fundada
de que el campo magnético de la Tierra, que se comporta como un dipolo, es el responsable del
magnetismo de algunos materiales geológicos en la superficie terrestre. Este magnetismo de la
Tierra se interpreta que es debido a causas profundas que tienen que ver con la estructura y con la
dinámica del núcleo. Los modelos modernos lo atribuyen a que éste, el núcleo terrestre, actúa
como una dinamo autoexcitable. Para ello se requiere una naturaleza metálica por parte de él, a la
vez que un estado líquido del mismo para que, al moverse continuamente por corrientes
helicoidales -corrientes ciclónicas- polarice los electrones del núcleo generando el campo
magnético del planeta. El fundamento de ello parece encontrarse en el hecho de que, según el
principio de la dinamo, un conductor que se mueve dentro de un campo magnético produce
comentes eléctricas, pero éstas, al circular por el núcleo, producirían también un campo magnético.
Por eso se denomina "autoexcitable", porque las corrientes producidas por el campo magnético
existente contribuyen a su vez a crearlo o mantenerlo. El campo magnético original, necesario para
"poner en marcha" la dinamo, puede ser debido a corrientes eléctricas muy débiles creadas por
termoelectricidad: corrientes producidas por dos conductores que están en contacto y a diferente
temperatura, lo que puede ser el caso del núcleo externo e interno.
La existencia, pues, de este magnetismo, nos obliga a pensar en principio en tres ideas básicas en
cuanto a la naturaleza y a la dinámica de las capas más profundas que forman el núcleo de la Tierra:
una naturaleza metálica, un estado fluido y un flujo constante de materia y energía.
Pero, ¿de qué tipo de elementos químicos estarán constituidas esas capas tan inaccesibles que
forman no ya sólo el núcleo, sino también el mismo manto?
Precisamente, estos cuerpos, minúsculos en comparación con los planetas y satélites del propio
Página
La idea de que los planetas y el Sol se formaron a la vez a partir de una nebulosa en contracción y
en rotación da pie a posibilitar un estudio comparado de los meteoritos con respecto a las
diferentes capas terrestres. Clásicamente, los meteoritos se pueden entender no precisamente
como rocas procedentes de ningún planeta destruido por catastróficas colisiones en el espacio del
Sistema Solar. Más bien, al contrario; se trata de cuerpos que no llegaron a tener la oportunidad de
colisionar con la suficiente capacidad de liberación de calor como para coalescer con otros para
formar primeramente un planetésimo, luego un protoplaneta, después un planeta en toda regla.
Anguita (1988) señala que el origen de estos cuerpos hay que buscarlos probablemente no fuera
del cinturón de asteroides. Las colisiones allí existentes podrían contribuir a la "colocación" en
órbitas inestables de los fragmentos resultantes, de modo que la resonancia con Júpiter los envía a
órbitas que crucen con la de los planetas interiores, entre otras, la de la Tierra, convirtiéndolos
propiamente en meteoritos.
7
2.2.4. Los meteoritos y su valor como indicadores de la composición de las capas profundas de la
Tierra.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
sistema, tras rozar y destruirse parcialmente en las atmósferas de aquellos cuerpos que las
tuvieran, caerían sobre su superficie generando impactos generalmente violentos, uno de cuyos
vestigios es la existencia da cráteres de impacto, más frecuentes en aquéllos que carecen de
atmósfera (Luna, Mercurio, etc.). Cabe suponer, por tanto, que los meteoritos, estadísticamente,
pueden presentar una composición en poco o en nada diferente a la de las diferentes capas de los
planetas interiores, los terrestres, y, por lo tanto, de la Tierra.
Tabla I. Clasificación de los meteoritos y proporción relativa cuya caída está documentada.
LITOMETEORITOS (95%)
CONDRITOS (86 %)
C. carbonáceos (5 %)
C. ordinarios (81 %)
ACONDRITOS (9%)
SIDEROLITOS (1%)
SIDERITOS (4%)
Anguita (1988, Tabla 2.6) incorpora un modelo de clasificación de estos cuerpos, señalando que hay
tres tipos básicos: sideritos, litometeoritos -equivalentes a los aerolitos de Martínez Frías et al.,
1989- y siderolitos (Tabla I). Los primeros, compuestos por una aleación de Fe y de Ni, sugieren una
constitución comparable a la del núcleo terrestre; los litometeoritos vienen a ser una mezcla de
diversos silicatos (sobre todo con piroxeno y olivino), distinguiéndose entre condritos y acondritos,
según tengan o no cóndrulos en su interior, estructuras esferoidales interpretadas comúnmente
como pequeñas gotas de material fundido producidas durante las primeras colisiones ocurridas en
la nebulosa que dio lugar al Sistema Solar; por su composición, se distingue entre las condritas las
carbonáceas de las ordinarias. En cuanto a los siderolitos, vendrían a ser una mezcla de los otros
dos.
Una referencia interesante para profundizar en la naturaleza y el significado de estos cuerpos
puede encontrarse en el trabajo ya citado de Martínez Frías et al.
2.2.5. Otros métodos.
Otros métodos utilizados para conocer la naturaleza, el estado y la disposición de las rocas del
interior terrestre son, aunque de diferente utilidad, el gravimétrico, el geoeléctrico, el flujo térmico
o los métodos directos, que, implicando el estudio directo de las rocas presentes, comprende los
sondeos y la geología minera. Aquí abordaremos, finalmente, sólo de los tres primeros.
2.2.5.1. El método gravimétrico
Página
Evidentemente, estas relaciones parten de unas expresiones matemáticas que son sólo una
aproximación a la resolución del problema. En efecto, la igualdad entre distancia y radio terrestre
(d = R) para todo cuerpo situado en la superficie de la Tierra sería sólo válida en el caso de que la
Tierra fuera una esfera perfecta. Sin embargo, no lo es, sino que se trata de una figura más próxima
a un elipsoide de revolución, con dos radios extremos, uno ecuatorial y otro polar, más pequeño
éste que el primero. Este elipsoide se dibuja sobre la superficie de los océanos y su prolongación
ideal bajo los continentes.
8
Se basa este método en las relaciones entre la aceleración de la gravedad (g) y la densidad (p) de
los materiales geológicos (figura 4). Según estas relaciones, cualquier variación de este último
parámetro determinará una variación en el mismo sentido del primero.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 4.- Relaciones entre la
aceleración de la gravedad y la
densidad de los materiales terrestres,
en donde se deduce que aquélla es
función directa de ésta.
Frente a esta figura, se habla
también
de
geoide para
referirnos a una figura virtual
producida por una superficie
terrestre equipotencial a la
gravedad. Esta figura se elevaría
por encima del elipsoide debajo
de los continentes, y se hundiría por debajo de los océanos.
Bajo estas premisas, parece lógico pensar que, en principio, la aceleración de la gravedad ("g") sería
diferente en el polo que en el ecuador. Para resolver este problema, se ha desarrollado la
denominada Fórmula Internacional de la Gravedad, que determina el valor teórico de "g" para
cada punto de la superficie terrestre en función de la latitud (9). Esta fórmula es la representada a
continuación:
gt = 978049 (1+0'0052884 sen2θ - 0;0000059sen22θ)
De acuerdo con Udías y Mezcua (1997, p. 54 y sigs.), la aproximación de primer orden de la forma
de la Tierra a un elipsoide de revolución es de gran importancia en Geodesia. Esta figura viene
definida por su semieje mayor o radio mayor (a) y el aplanamiento (α), en donde éste viene dado
por la siguiente expresión: α = (a-c)/a, siendo c el semieje menor. En 1983, la Asociación
Internacional de Geodesia (IAG) -en la XVIII Asamblea General de la Unión Internacional de
Geodesia y Geofísica (IUGG) celebrada en Hamburgo- estableció el Sistema Geodésico de
Referencia 1980 con los valores siguientes:
GM
A
ω
α
J2
3,986005 · 1014 m3s-2, para M = 5'976 · 1024 kg (IUA, 1964)
6.378.137 m
7,292115 · 10-15 s-1 (= velocidad angular)
1/298257
1,08263 · 10-3 (coeficiente denominado "factor de forma dinámica", que depende
de la diferencia entre los momentos de inercia en una dirección horizontal y la otra
vertical, frente al radio máximo y a la masa terrestre)
La fórmula de la gravedad correspondiente al Sistema Geodésico de Referencia 1980, con una
exactitud de 1 µms-2, para θ = latitud, es
γ = 9,780327 (1+0,0053024 sen2φ - 0,0000058sen22φ ) ms-2
Página
Esta fórmula está basada en el valor de g = 9,812603 ms-2 para Postdam. Este dato es un valor de
referencia para todas las medidas de la gravedad y se refiere al valor absoluto de la gravedad en
esta ciudad de Alemania. El término en sen22φ corresponde a una corrección al elipsoide.
9
En relación con los valores de los elipsoides de referencia, se han deducido fórmulas estándar de la
gravedad normal a nivel del mar en función de la latitud. La expresión que corresponde al Elipsoide
de Referencia 1967, y que fue adoptada en la misma Asamblea de la IAG, conocida como Fórmula
de la Gravedad 1967, es, para φ = colatitud:
γ = 9,78032 (1 +0'0053025 sen2 φ - 0,0000058sen22φ) ms-2
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Sin embargo, este valor de la aceleración de la gravedad no es definitivo para cada punto. Cuando
se determina el valor real de "g" con un gravímetro, el nuevo valor es claramente diferente del
teóricamente obtenido por medio de la fórmula. Se producen así las anomalías gravimétricas, que
pueden ser de dos tipos, positivas (el valor real de "g" es mayor que el teórico) y negativas (el valor
real es menor que el teórico). Tanto unas como otras tienen una interpretación diferente: las
anomalías positivas implican, en aplicación de las relaciones constatadas entre "g" y "ρ", un exceso
de masa, en tanto que las negativas se interpretan como debidas a un déficit de masa.
Figura 5. Correcciones gravimétricas y su aplicación.
2.2.5.2. La isostasia y el juego de los equilibrios de los bloques corticales.
Observaciones de esta índole son antiguas. Es conocida la controversia planteada por el hecho de
que las grandes cordilleras presentan menos atracción gravitatoria de la que les correspondía. La
Página
Un ejemplo de aplicación de esta técnica la tenemos en la figura 6. En ella se constata la existencia
de una anomalía residual o total negativa para una región elevada a casi dos mil quinientos metros
sobre el nivel del mar. Esto no sólo no es una casualidad sino que es lo usual en las áreas
continentales, en tanto que en las áreas oceánicas la anomalía suele ser positiva. ¿Cómo puede
interpretarse una circunstancia de este tipo, cuando, al contrario de lo que es, parece que en los
océanos, más bajos que los continentes, están cubiertos de agua, frente a las rocas de los propios
continentes, más de dos veces y media más densas que aquél.
10
Para valorar la influencia de diferentes factores en la génesis de estas anomalías gravimétricas, se
llevan a cabo distintas correcciones (figura 5). Una vez determinadas y calculadas todas, se
relacionan algebraicamente con el signo sumativo (+) o restante (-) en función de su carácter. Así, la
corrección latitudinal -que sólo se calculará si el "g" teórico no ha considerado el valor de la latitudse sumará siempre y cuando hayamos tenido en cuenta el valor de "g" en el Ecuador (latitud cero).
En cambio, la de aire libre restará si la estación está elevada sobre el nivel del mar. Por ello, la
atracción de las masas contenidas en esa altura incrementará la atracción gravitatoria, por lo que la
corrección de Bouguer será sumativa. La topografía se sumará también si hay grandes relieves
positivos alrededor de la estación; se restarán si hay grandes depresiones en el entorno.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
primera solución que se dio para explicar este hecho era invocar a la existencia de las rocas
sedimentarias y otras rocas ligeras y de composición granítica (SIAL) para explicar esta anomalía. De
hecho, se suponía que todos los defectos y excesos de masas por encima o por debajo del nivel del
geoide habrían de estar compensados, de modo que, a cierta profundidad, el material pudiera
encontrarse en equilibrio hidrostático; de acuerdo con esto, la masa adicional en las montañas y su
ausencia en las regiones oceánicas habrían de estar compensadas con un defecto o con un exceso
de masa, respectivamente, para lograr la condición de equilibrio. El problema se planteaba ahora al
buscar hasta qué profundidad se producía esta compensación. Esto es, dónde se encontraba la
superficie a partir de la cual dejaría de existir tal anomalía. A esta superficie se la denominó en
consecuencia superficie de compensación gravimétrica.
Ejemplo práctico: Estación de Blind Bull (Wyoming, U.S.A.). Elevación, 2492'8 m
(valores de la gravedad exprresados en miligales, mgal)
980443,9
observado:
979722
-769,2
979675
979674,7
+47 (Anomalía de aire Libre)
∆gB
+278'9
979722
979953'6
979954
- 232 (Anomalía simple de Bouguer)
∆gT
-2'0
979722
979951'6
979952
- 230
(Anomalía total de Bouguer o ANOMALÍA RESIDUAL)
La anomalía residual es en este caso negativa, lo que supone que hay un DÉFICIT DE MASA, esto es menos masa de la esperada en la
profundidad de la corteza: ¿Un enraizamiento de ésta en el manto terrestre?
¿MODELO ISOSTÁTICO DE AIRY O DE HEISKANEN?
teórico a n.m.
∆gl
Figura 6. Ejemplo para el estudio de las anomalías gravimétricas a partir de las correcciones a realizar en una
estación en los Estados Unidos de Norteamérica.
Las primeras propuestas datan del siglo XIX. De un lado Pratt proponía que esta superficie debía ser
paralela de alguna manera a la superficie del geoide a una determinada profundidad. Ello implicaría
que para que los bloques continentales pudieran explicar de este modo las irregularidades
topográficas debían representar bloques de igual masa, pero de diferente volumen y densidad. La
figura 7b recoge esta propuesta.
La alternativa se debe a Airy. Este autor suponía que la superficie de compensación isostática
debería ser simétrica a la topografía, de modo que los bloques corticales resultantes, de diferente
volumen y de masa distinta, debían tener todos inexcusablemente una densidad comparable. La
figura 7a recoge la visión gráfica de esta hipótesis.
Ambas visiones isostáticas reciben los nombres respectivos de sus autores y de los discípulos que
las divulgaron (y defendieron públicamente una frente a otra); son las hipótesis de Pratt y Hayford y
de Airy y Heiskanen, respectivamente.
Página
Indudablemente, debemos acudir de nuevo a las anomalías gravimétricas residuales comentadas
anteriormente. Una anomalía negativa en los continentes debe suponer una pérdida de masa en
los continentes, más allá de lo que debiera ser la profundidad a la cual la corteza se separa del
manto paralelamente al geoide. Si esto es así, esta superficie estaría hundida en el manto. Y al
contrario, una anomalía positiva en los océanos implicaría que el manto se "inyecta" hacia la
corteza, empujando a ésta por encima de la que debiera ser esa superficie paralela al geoide. En
definitiva, estaríamos justificando la hipótesis de Airy y Heiskanen, frente a la de Pratt y Hayford.
11
¿Cuál de las dos hipótesis es la correcta?
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 7. Hipótesis de la localización de la superficie de compensación isostática: a) según Airy; b) según Pratt.
Un modelo de sustentación de las masas continentales como el apuntado no es, en absoluto, un
modelo estático. Muy al contrario, representa un modelo de equilibrio dinámico vertical entre la
litosfera (que comprende a la corteza también) y la astenosfera subyacente, un nivel relativamente
plástico sobre el cual se desplazan las placas litosféricas. Este equilibrio vertical se llama isostasia
(Dutton, 1889): si este equilibrio se altera, tiende a recuperarse con movimientos ascendentes o
descendentes, de modo que una pérdida de carga implicará un ascenso de las masas continentales,
en tanto que una sobrecarga del mismo dará lugar a un hundimiento. Es fácil comprender qué
procesos geológicos son capaces de cargar la litosfera, y qué otros son capaces de descargarla. De
este modo, la superficie de compensación anteriormente señalada será de compensación
isostática.
2.2.5.3. El método geoeléctrico.
Se basa en el hecho comprobado de la existencia de que en el subsuelo terrestre existen materiales
que poseen alta capacidad de conducción de la corriente eléctrica, frente a otros altamente
resistentes. De entre ellos, cabe destacar fundamentalmente los minerales metálicos así como la
humedad de ese subsuelo, bien considerada como agua freática, bien como simple humedad de los
suelos capaces de conducir la electricidad como electrolitos.
Lo que se determina sobre un terreno heterogéneo depende del contraste de resistividad entre las
diferentes rocas en el subsuelo frente al paso de una corriente eléctrica producida desde un
Página
En otras ocasiones se analiza bien la conductividad eléctrica, σ, bien la resistividad, ρ; ambas
propiedades son antagónicas. Estas magnitudes intervienen en la ley de Ohm, que relaciona la
densidad de corriente eléctrica, J, con el campo eléctrico, E, por medio de la expresión J¡= σij E j, en
donde los subíndices representarían la variabilidad de estos parámetros en medios anisótropos; en
el caso de cuerpos isótropos, o es un escalar, que sólo para el caso de los materiales homogéneos
será constante.
12
Para que esto sea posible es preciso que previamente exista un potencial eléctrico suficiente como
para permitir el flujo de los electrones. Esta diferencia de potencial puede ser debida a corrientes
naturales, que crean potenciales espontáneos. En el primer caso se trata de lo que se conoce como
corrientes telúricas, que son explicadas por medio de fenómenos tales como capas iónicas, electro
filtración, diferencias de pH y electro-ósmosis. Normalmente presentan valores que van desde una
fracción a centenares de milivoltios, revelando, entonces, la existencia en el subsuelo de una "pila"
relativamente potente de metalizaciones de sulfures y/o zonas grafitosas. En función del tipo de
potencial, se puede llegar a discriminar la naturaleza de las rocas del subsuelo. Así, los sulfures
metálicos dan potenciales negativos, al igual que las mineralizaciones de grafito, que, no obstante,
son más variables.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
generador de corriente alterna. La Tabla II recoge la resistividad de algunos materiales geológicos.
Los fundamentos y utilidades de los métodos geoeléctricos pueden encontrarse tanto en el texto
de Udías y Mezcua (1997, cap. 19) como en los más antiguos y tradicionales de Parasnis (1970),
Griffiths y King (1972), Orellana (1974, 1982), etc.
TABLA II. Resistividades eléctricas (en Ωm) según Parasnis (1970)
22
Calcopirita
10 a 10
10
Pizarras grafitosas
10 a 10
Pirrotita
10 a 10
5000 a 10
Pirita
10 a 10
Areniscas
35 a 4000
Magnetita
10 a 10
Morrena
8 a 400
Hematites
10 a 10
Calizas
120 a 400
Galena
10 a 300
Arcillas
1 a 120
Blenda
>10
Mármol
>10
Cuarzo
>10
Halita
10 a 10
Granito
6
7
6
-4
-1
-3
1
-5
-3
-4
1
-2
1
-1
2
-2
4
El estudio de las variaciones de este parámetro en la vertical del terreno bajo un punto considerado
plantea un método particularmente útil en la exploración de aguas subterráneas. Son los Sondeos
Eléctricos Verticales (SEV), que permiten constatar la existencia en el subsuelo de diferentes "capas
geoeléctricas", que representan otros tantos estratos o formaciones geológicas cuya naturaleza
puede deducirse de la resistividad de cada una, siempre que se disponga de la información
geológica previa suficiente.
Figura 8. Ejemplo de corte geoeléctrico. Según
Orellana (en Parasnis, 1970).
2.2.5.4. El flujo térmico terrestre.
Una consecuencia del pasado remoto de la Tierra es la intensa energía calorífica que alberga aún en
la actualidad después de los cerca de 4.600 m.a. de vida que tiene. Esta energía sigue disipándose
hacia la superficie y, desde ésta, al espacio. La pérdida de calor a través de las rocas se lleva a cabo
bien lentamente, bien de forma rápida. En el primer caso, se efectúa a través de los mismos
Página
La utilidad de este método queda limitada -lo que no deja de ser interesante- al conocimiento de
estructuras de la corteza superior, de gran utilidad en el campo de la Geología Aplicada a la
exploración y explotación de determinados recursos minerales (metales, grafito, agua, etc.).
13
Si un SEV aislado no supone ninguna
información significativa, la integración de
éste con otros perfiles alineados permite
obtener resultados interesantes de la
estructura geológica del subsuelo. La
figura 8 recoge un ejemplo de corte
geoeléctrico tomado de E. Orellana (en
Parasnis, 1970); el Anexo III propone, en
dos conjuntos de gráficas diferentes,
sendos ejemplos para resolver la
estructura geológica profunda escondida
en cada una de ellas.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
cuerpos rocosos, que, al disponer de un calor específico elevado, transmiten muy lentamente el
calor. Por eso, cada capa terrestre actúa más, en ese sentido, como escudo térmico que como
medio de "evacuación". Las pérdidas más rápidas tienen lugar aprovechando las grietas, fracturas,
etc. corticales, que, más o menos profundas, se traslucen en la superficie en forma de procesos
volcánicos. El vulcanismo es, por lo tanto, un elemento de constatación de esa energía térmica del
planeta.
Figura 9. Variación del gradiente geotérmico con la
profundidad (según Ernst, 1969); 150 kilobares equivalen a
unos 450 km de profundidad.
¿De dónde procede ese calor? Clásicamente se han invocado tres causas mayores: el calor residual
de la etapa planetesimal de la Tierra, la presencia de elementos radiactivos en las diferentes capas
(es sabido que la radiactividad produce calor) y los procesos tectónicos, que, como manifestación
de energía mecánica que se libera por los reajustes de los grandes bloques litosféricos, puede -y, de
hecho, así lo hace- liberar calor. Todos estos factores tienen una muy diferente influencia en el
estado energético interior de la Tierra.
Las causas de este comportamiento térmico son aparentemente sencillas. En las proximidades de la
superficie, al calor residual terrestre se le ha de sumar el procedente de las deformaciones
litosféricas y el de la radiactividad natural, que se sabe que es mayor en las áreas de litosfera
Página
Históricamente se viene hablando de gradiente geotérmico para referirse a las variaciones de la
temperatura -como medida de esa energía calorífica- con la profundidad. Y clásicamente también, a
este gradiente se le ha asignado el valor de 32C por cada 100 m de profundidad. Unos sencillos
cálculos numéricos nos deben hacer reflexionar acerca de la viabilidad de esta posibilidad. Con este
valor, para los 6.371 km de radio terrestre, la temperatura en el centro de la Tierra sería 191.130°C
por encima de la media superficial. La gráfica de las variaciones de la temperatura interna terrestre
no es lineal (figura 9), sino más bien exponencial, de modo que aumenta mucho cerca de la
superficie y luego deja de hacerlo en esa proporción.
14
Figura 10. Flujo calorífico procedente de las dorsales y de las fosas oceánicas. Las gráficas muestran los valores
medios del flujo calorífico; las observaciones indican que tiene lugar una gran dispersión sobre el eje de la dorsal.
Algunos valores alcanzan diez o veinte veces cifras más altas que el promedio mundial, pero el flujo calórico es
uniforme sobre la mayor parte del piso oceánico.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
granítica que en las rocas ferromagnesianas (litosfera oceánica y manto). En superficie, este aporte
de calor es diferente de unas zonas geodinámicas a otras. La figura 10 y la Tabla III recogen la
distribución del mismo.
TABLA III Variación del flujo térmico en diferentes provincias geotectónicas
ÁMBITOS GEOTECTÓNICOS
Escudos Precámbricos
Áreas no orogénicas Post-Precámbricas
Áreas orogénicas Paleozoicas
Áreas orogénicas Mesozoicas y Cenozoicas
Cuencas Oceánicas
Dorsales Oceánicas
Fosas Oceánicas
Márgenes Continentales
N
214
96
88
159
683
1065
78
642
Q
δ
0'98
1'49
1'43
176,00
1'27
1'90
1'16
1'80
0'24
0'41
0'40
0'58
0'53
1'48
0'70
0'93
N = Número de determinaciones; Q = Media aritmética en H.F.U.; δ = Desviación estándar de Q.
El término con que normalmente se conoce al calor desprendido hacia la superficie desde las
profundidades del planeta recibe el nombre de flujo térmico (Q), que se expresa como
directamente proporcional al gradiente geotérmico (δT/ δz) en función de la conductividad térmica
(K) de los materiales que están transmitiendo el calor; la fórmula es: Q = K(δT/ δz) en donde δT
representa la variación de la temperatura y δz la de la profundidad. Tal como se representa en la
citada figura 10 y Tabla III, las zonas de dorsal y los arcos volcánicos son áreas con flujo térmico
positivo, en tanto que las áreas aledañas a las fosas oceánicas, donde tiene lugar el comienzo de la
subducción, el flujo térmico es negativo. El valor de este parámetro en el interior de las grandes
placas suele ser neutro. Ello es consecuencia de la propia estructura y de la correspondiente
dinámica de cada una de las capas implicadas en el modelo de la tectónica de placas de nuestro
planeta Tierra, que se aborda más adelante.
Página
Los datos proporcionados por los métodos expuestos muestran que nuestro planeta es
heterogéneo. Esto es, está constituido por materiales diversos en diferente estado de agregación.
La distribución en dos unidades mayores separadas a los 2.990 km de profundidad, tal y como nos
sugieren los cálculos de la distribución tanto de las densidades como de la presión litostática (figura
1), es corroborada y matizada por la velocidad de las ondas sísmicas (figura 3a), apuntando a una
tercera capa, más delgada y superficial, la corteza, bajo la cual, a su vez, correlativamente, se
encontrarán el manto y el núcleo terrestres. Esta distribución, comúnmente conocida como estructura sísmica, debe ser convenientemente analizada tanto desde la perspectiva de la distribución
más precisa de las velocidades de las ondas sísmicas en los 300 km más superficiales (figura 25b),
como desde la detección de las zonas de sombra sísmica (figura 24a) o, incluso, desde las
trayectorias seguidas por dichas ondas en ese nivel estructural (figura 24b). Se permite, así,
identificar dos nuevas unidades estructurales de arriba abajo. En la parte más alta, la corteza y la
parte del manto superior más alto y rígido forman la litosfera, que "flotaría" sobre una unidad
sólida, aunque de baja rigidez relativa, ya propiamente dentro del manto superior, llamada
astenosfera (ver figura 3b). El manto restante (superior más bajo e inferior) constituyen la
mesosfera. El núcleo, habida cuenta su composición (a base de Fe como elemento químico
dominante, como luego veremos) se pasaría a denominar siderosfera, si bien también se suelen
utilizar el nombre original, así como el de endosfera para referirnos a la capa más interna de todas
cuantas forman nuestro planeta.
15
2.3. Estructura terrestre: la naturaleza profunda de la Tierra
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Seguidamente abordamos el estudio de cada una de estas unidades.
2.3.1. Las unidades sísmicas y geoquímicas
2.3.1.1. La corteza terrestre
De espesores notablemente variables de las áreas continentales (de 25 a 70 km) a las oceánicas (de
6 a 12 km), cada una de ellas presenta características tan diferentes de la otra que en realidad
vienen a ser dos unidades muy distintas. Así, en tanto en los continentes presenta densidades de
2'7, en los océanos su densidad es de 3'0; además, la primera es abundante en rocas sedimentarias
y metamórficas, en tanto que la segunda se caracteriza por la existencia dominante de rocas
basálticas, lo que incide en aspectos de naturaleza diferente: la corteza continental contiene
alrededor de un 60 % de sílice, en tanto que la oceánica tiene menos del 50 %.
a) La corteza oceánica
La corteza oceánica presenta una estratificación típica en tres niveles (figura 11): un nivel 1,
superficial, con sedimentos; un nivel 2, basáltico, y un nivel 3, gabroico, de igual composición
normativa que el nivel anterior, pero formado a partir de la solidificación profunda del magma
basáltico que, al salir a la superficie, generaría, en cambio el basalto de dicho nivel intermedio.
Figura 11.a) Modelo teórico de la corteza oceánica comparado con un b) complejo ofiolítico (una posible corteza
oceánica levantada en el proceso de creación de una cadena de montañas. Tomado de Anguita y Moreno (1991, fig.
1.3) a partir de Juteau y otros (1973).
Todos estos sedimentos han conservado la misma posición que tenían cuando se depositaron: salvo
en zonas de fractura y en los márgenes continentales no han sufrido deformación alguna. Su edad
es relativamente reciente, no conociéndose sedimentos anteriores al Jurásico -sedimentos triásicos
sólo se conocen en ciertos márgenes continentales-.
Página
Según Boillot (1984), el nivel 1 es prácticamente inexistente cerca de las dorsales, aumentando su
potencia progresivamente hacia el interior de las cuencas oceánicas, donde puede alcanzar
espesores de dos o tres km localmente, con una media de 500 m.
16
El sondeo perforado en la corteza oceánica situada en el valle de fractura de Costa Rica (pozo
504-B), entre las islas Galápagos y Sudamérica, muestra (ver artículo de Francheteau, en
Dinamismo terrestre, 1983, pp. 58-74, o en Udías: La Tierra, 1988, pp. 88-102) que el nivel 1 está
representado por una capa de 275 m de sedimento constituido mayoritariamente por restos de
plantas y de animales microscópicos marinos; bajo esta capa, el nivel 2 representa el zócalo
oceánico, con lavas almohadilladas y coladas laminares alternantes.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
La naturaleza basáltica del nivel 2 o zócalo oceánico sugiere que se ha originado por medio de
erupciones volcánicas submarinas.
En cuanto al nivel 3 o "capa oceánica", menos conocida, su verdadera naturaleza es objeto de
discusiones y controversias. La diferenciación de basaltos a partir de un magma del manto implica
la formación simultánea de rocas mucho más básicas -ricas en divinos y plagioclasas- que podrían
formar esta capa subyacente; se trataría de una asociación de gabros y metagabros asociados a
peridotitas.
La corteza oceánica ocupa el 60 % de la superficie del globo, estando restringida naturalmente a los
fondos oceánicos. Pero estas regiones sufren esfuerzos tectónicos en las zonas de convergencia de
las placas, que pueden arrastrar porciones de corteza oceánica hacia la superficie de los
continentes, incorporándolas a éstos. Se forman así los denominados complejos o mantos
ofiolíticos de las cadenas plegadas, que serían los testigos de antiguos océanos desaparecidos por
subducción.
Frente a los dos modelos referidos de corteza oceánica -la existente en las inmediaciones de las
dorsales y la propia del interior de los océanos, lejos de las dorsales-, se apunta un tercer tipo: la
litosfera de naturaleza peridotítica; son los denominados fondos oceánicos de tercer tipo (Boillot,
1988). Esta referencia de orden se explica por cuanto hasta entonces los dos únicos tipos de fondos
oceánicos eran, bien los correspondientes a los continentes sumergidos, con corteza continental
(áreas de plataforma continental) afinada durante el comienzo del rift, bien los constituidos por
corteza oceánica, que son los que acabamos de estudiar arriba.
Este esquema simple se ha visto modificado por el descubrimiento en el océano Atlántico, a la
altura de la costa de Galicia, de fondos submarinos formados por rocas peridotíticas, que no
pertenecen ni a la corteza oceánica tradicionalmente contemplada, ni a la continental, que se
estudia más adelante, sino que se trata de rocas salidas directamente del manto terrestre, a
decenas de kilómetros de profundidad bajo la corteza de la Tierra en esos entornos. Diversas son
las referencias que confirman este hallazgo, que el propio Boillot describe en su artículo arriba
citado. En ellas, el contacto con el agua -tanto el propio de los fondos marinos, como el existente
en el interior de las grietas que atraviesan las rocas de estos ámbitos geológicos, dan lugar a una
serpentinización (alteración hidrotermal que da lugar a la formación de serpentinas) más o menos
acusada de la roca. El resultado es la transformación de una roca de densidad 3'3 a otra de
densidad 2'9.
Página
No obstante, los datos de la observación petrográfica de la roca allí existente muestran que ésta
presenta estiramientos del orden del 300 % respecto a su disposición original, y, además, el
estiramiento de la peridotita es perpendicular a la dirección del rift aparecido en el Mesozoico
entre Iberia y América del Norte; es decir, es paralelo al movimiento de separación de las placas. La
ascensión de la peridotita se revela, pues, asociado al proceso de divergencia litosférica, no al de
deslizamiento de dos placas como suponía el esquema clásico. Y mientras el estiramiento se iba
produciendo, sobre la roca se irían abriendo transversalmente grietas por las cuales percolaría el
agua del mar, cargada de iones que, de un lado contribuiría a alterar la peridotita, y de otro a
precipitar calcita blanca en las fisuras creadas.
17
Según este autor, tradicionalmente se pensaba que estas peridotitas de los fondos oceánicos
constituirían "una especie de virutas arrancadas al manto profundo y subidas de nuevo hasta el
fondo submarino por la acción de las fuerzas mecánicas que actúan en el instante del corrimiento"
de las placas convergentes.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Además del interior del océano Atlántico, en la isla de Zabargad, en la orilla occidental del mar
Rojo, así como en la margen pasiva de Cerdeña, en el mar Tirreno, existen fondos de este tipo.
b) La corteza continental
De espesor variable, su base se sitúa sobre un Moho que se hunde en el manto tanto más cuanto
mayores son las alturas que hay por encima de él, en donde la corteza continental puede alcanzar,
entonces, los 70-80 km de espesor; se habla entonces de las raíces de la cadena (Boillot, op. cit.).
Por el contrario, la corteza tiende a adelgazarse bajo los rifts continentales y, sobre todo, en los
márgenes de los continentes, en donde tiene lugar la transición de la corteza continental a la
oceánica, que es mucho más delgada, como ya queda señalado.
Figura 12. (a). Esquema de la corteza continental como se imaginaba en los años 70. (b) ¿Dónde se encuentra el SIAL
en cada una de las cinco secciones verticales de la corteza continental representada (1, Italia; 2 y 3, Australia; 4,
Canadá; 5, Sierra Leona)? Aunque en algunos cortes parecen distinguirse sólo dos niveles, en realidad las líneas
horizontales que unen las secciones, correlacionan sólo intervalos de igual grado de metamorfismo; de los cinco
ejemplos, en tan sólo los casos 2 y 5 hay diferencias químicas globales entre el nivel intermedio y el inferior. Tomado
de Fountain y Salisbury (1981) en Anguita (1988).
Página
Frente a estas ideas, la figura 12, que recoge la estructura más compleja de la corteza en cinco
regiones continentales diferentes de la Tierra, se nos plantea una pregunta: ¿dónde se encuentran
tanto el SIAL como el SIMA? La imagen muestra formas irregulares de naturaleza tanto félsica -con
minerales silicatados pobres en Fe y Mg- como máfica -con minerales silicatados ricos en Fe y Mgatravesando otras manchas que representan conjuntos rocosos de naturaleza diversa. Las líneas
que unen las sucesivas secciones representan niveles de igual grado metamórfico, por lo que,
18
La estructura tradicional de la corteza continental habla de una estricta estratificación de la misma,
con conceptos tales como SIAL y SIMA que se refieren, respectivamente a la corteza superior e
inferior de los continentes. La primera presentaría un nivel alto con sedimentos y rocas
sedimentarias sobre otras de naturaleza granítica; la segunda, materiales de naturaleza basáltica,
aunque, posiblemente de origen no precisamente magmático en el sentido estricto del término,
con eclogitas como rocas más características.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
estrictamente, o bien los conceptos buscados han de ser reformulados, o bien eliminados como de
generalización estructural de los continentes.
Esta mayor complejidad de lo que se creía para la corteza continental no permite sostener la idea
de la existencia de la discontinuidad de Conrad, que tradicionalmente dividiría esta corteza en un
nivel granítico superior y otro basáltico inferior, esto es, el SIAL del SIMA respectivamente. Las
secciones de la figura 12, entre otras, permite constatar (Anguita, 1988) la existencia dentro de la
corteza continental de tres niveles: uno inferior de rocas de quimismo muy variable -tanto acidas
como básicas-, que pueden ser ultrametamórficas (granulitas), plutónicas (anortositas, gabros) o
incluso metasedimentarias (arcillas o calizas metamorfizadas); un nivel intermedio de quimismo
ácido a intermedio, con rocas intensamente metamorfizadas (neises y migmatitas) y plutónicas
(granitos a tonalitas); por último, un nivel superior, con intrusiones graníticas y rocas sedimentarias
y volcánicas ligeramente metamorfizadas o sin metamorfizar en absoluto.
Así pues, y aunque las rocas básicas son más frecuentes en los niveles inferiores, y las acidas en los
intermedios y superiores, la zonación vertical más significativa (a veces, la única) de la corteza se
debe al aumento del gradiente metamórfico con la profundidad. Cuando el nivel inferior es
claramente básico, se puede detectar un cambio en las velocidades de los trenes de ondas sísmicas
respecto a los niveles superiores, poniéndose de manifiesto entonces, y sólo entonces, la
discontinuidad de Conrad y, en consecuencia, algo comparable a lo que desde antiguo se conoce
como un SIMA abajo y un SIAL encima. Lo normal, en cambio, es que abunden los cambios de
velocidad, que son lógicos dada la gran heterogeneidad general de la corteza de los continentes.
c) La corteza intermedia
Los márgenes continentales son regiones donde se pasa alternativamente de áreas con corteza
continental a áreas con corteza oceánica. En estas regiones de transición entre unos dominios
geográficos y estructurales, la corteza adquiere características intermedias entre ambos tipos de
corteza; es la corteza intermedia o transicional de Anguita (op. cit.). La transición, en realidad, se
efectúa según parámetros geológicos y geofísicos desconocidos en la actualidad, cuya resolución,
en palabras de Boillot (1984) sería esencial para la comprensión de los márgenes continentales
estables, y, especialmente, de su enorme subsidencia.
Figura 13. Esquema de la corteza de transición. Según Boillot et al (1980), tomado de Anguita (1991, fig. 1.5).
Un esquema diferente de la corteza intermedia lo podemos encontrar en los sistemas de arcos de
Página
19
Precisamente es este autor (Boillot, 1988) quien en su artículo sobre los fondos oceánicos de tercer
tipo nos muestra un esquema de esta transición debida a un adelgazamiento de la corteza
continental a medida que avanza el estiramiento horizontal que fragmenta los continentes en una
fase de rift para abrir en medio un océano. La figura 13 resume gráficamente este esquema.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
islas. En estas regiones, donde la litosfera oceánica subduce para levantar islas de origen volcánico,
se entremezcla junto con los materiales ígneos otros de naturaleza sedimentaria originados a partir
de los anteriores al ser transformados por los agentes atmosféricos y erosionados por el agua y el
viento en superficie para formar materiales sedimentarios que, depositados y consolidados,
formarían estas nuevas rocas.
2.3.1.2. El manto
Una consideración previa a la descripción de las características del manto terrestre, al margen de
las que se puedan hacer a la vista de su comportamiento sísmico, nos la ofrece McKenzie (1983) en
su artículo monográfico sobre esta capa profunda de la Tierra: "sea cual sea la composición del
manto, su fusión total o parcial debe ser capaz de producir basaltos, roca volcánica común"
característica de la corteza oceánica suprayacente. "Enormes volúmenes de basalto salen
expulsados por la erupción de volcanes, lejos de las dorsales". Y como este autor sugiere, para
producir un basalto basta con seleccionar una roca sólida de su misma composición y fundirla por
completo. Uno de los resultados posibles es la eclogita, formada por granates y piroxenos,
minerales densos que son estables a altas presiones.
Sin embargo, hay una alternativa a esta roca como "madre" de los basaltos corticales. Es la
peridotita, de la que se ha hablado al estudiar los fondos oceánicos de tercer tipo. Esta roca permite
interpretar la gran cantidad de magnesio presente al menos en los basaltos más antiguos; la eclogita
no parece albergar la cantidad suficiente como para permitirlo (figura 14). Al contrario ocurre con la
peridotita, cuyos divinos (forsteritas) presentan grandes cantidades de este metal. Fragmentos de
peridotita son arrastrados desde grandes profundidades hasta la superficie por magmas basálticos y
predominan también en las rocas encontradas en las chimeneas de kimberlitas -que contienen
diamantes-. Además, la composición de las condrilas carbonáceas es similar a la composición de la
peridotita, pero no a la de la eclogita.
Además, en los sondeos marinos realizados
sobre bloques oceánicos levantados y
erosionados se han encontrado peridotitas
bajo los materiales de la corteza oceánica
(ver atrás: fondos oceánicos de tercer tipo).
Página
Esta hipótesis de la peridotita dominante
parece sostenerse con las temperaturas
reinantes en el manto; las peridotitas se
fundirían parcialmente dando magmas
basálticos. Para estos materiales, el estado
físico sólido que se supone (figura 15) es
compatible con el estado térmico del
interior de la Tierra para los materiales que se estima que debe haber en esa capa.
20
Figura 14.- Rocas que forman el manto. Tomado
del artículo de D.P. McKenzie: El manto terrestre,
publicado en el número 86 de Investigación y
Ciencia (1983); figura 8.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 15. Distribución de temperaturas en el interior de la Tierra
y curva aproximada del punto de fusión del material del manto.
El modelo es coherente con un manto y un núcleo interno sólidos
y un núcleo externo líquido.
Pero, ¿cuáles son las causas actualmente aceptadas del
comportamiento sísmico del manto terrestre? La figura
16, tomada del artículo de McKenzie (op. cit.), muestra
la existencia de zonas de velocidad relativamente
constante que alternan con otras de velocidad
creciente con la profundidad. La reproducción de estas
situaciones en el laboratorio, se deduce que las zonas
obedecen a cambios de fase sólida (reordenación de
átomos que forman la estructura cristalina de los
sólidos), y no a cambios de composición. El material
entre la base de la corteza y una profundidad de alrededor de 390 km es peridotita, cuyo mineral
más abundante es el olivino; cada átomo de Si de la estructura del olivino está rodeado por cuatro
átomos de oxígeno. Por debajo de los 390 km hay una zona de transición, donde los átomos de
olivino recristalizan en una estructura más compacta del tipo del mineral espinela (MgAl2O4); en
esta estructura, el Si estaría rodeado por cuatro átomos de oxígeno también, pero a menor
distancia que en el caso de la estructura del olivino. No obstante, el mayor y principal cambio de
fase tiene lugar a una profundidad de 700 km; la estructura tipo espinela se desdobla en una
mezcla de una estructura aún más densa que se parece a la del mineral perovskita (CaTiO3) y de
óxido de Mg: cada átomo de Si en esta nueva estructura estaría rodeado por seis de oxígeno.
En definitiva, estos datos nos muestran la existencia de un manto heterogéneo en cuanto a la
densidad con la profundidad. Esto es, a las presiones confinantes crecientes con la profundidad, los
silicatos existentes estarán tanto más comprimidos, con lo que se explica la densidad mayor del
manto inferior respecto a la del manto superior.
Por otro lado, el manto es anisótropo. Las ondas sísmicas no se propagan con igual velocidad en
todas las direcciones, probablemente debido a la existencia de corrientes que orientan los
minerales alargados de las rocas. La velocidad de propagación será, entonces, mayor en la dirección
del alargamiento. La anisotropía medida en el manto (de un 3 a un 9 % de diferencia entre las
velocidades máxima y mínima) es casi igual a la medida experimentalmente en las peridotitas (de
un 3 a un 10 %).
Página
La primera evidencia de la existencia del núcleo data de OIdham (1906), al examinar sismogramas
en los que observaba que las ondas S experimentaban un retraso de una decena de minutos para
distancias angulares al foco superiores a 120-130° (figura 17). Su deducción era que tenían que
propagarse a través de una estructura interna, un núcleo, en que la velocidad de las ondas era
menor a causa de un cambio de propiedades. El primero en determinar su posición respecto a la
superficie terrestre -2990 km de profundidad- fue Gutenberg (1914). En 1936, Lehman, al observar
el comportamiento de las ondas P en el interior de esta zona, dedujo la existencia de un "grano"
central. Jeffreys (1926) fue el primero en proponer una naturaleza fluida para el núcleo, mientras
que el carácter sólido del grano fue propuesto por Bullen en 1946. La fluidez del núcleo externo es
compatible con la amplitud observada de las deformaciones periódicas de la Tierra -de algunas
decenas de centímetros- debidas a la atracción de la Luna y el Sol.
21
2.3.1.3. El núcleo
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 16.- Perfil sísmico del manto superior, con delimitación de zonas de diferente comportamiento sísmico y las
transformaciones de las estructuras minerales deducidas a partir de los datos experimentales. Tomado de McKenzie
(1983, fig. 9).
Página
22
Los datos referidos al núcleo terrestre proceden exclusivamente, bien de pruebas indirectas, bien
de la geofísica, bien de la experimentación e, incluso, de la comparación con datos de la
composición de cuerpos cósmicos y de otros datos de naturaleza fisicoquímica. Algunos de estos
primeros datos son las densidades, que oscilan entre 10 y 13 gcc-1.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 17. Deducción de la existencia del núcleo.
Comportamiento de las ondas P y S en profundidad y
deducción de la discontinuidad de Gutenberg
(manto/núcleo)
Otro dato es la existencia de un importante campo
magnético, del que el núcleo es el responsable;
este campo energético es originado por la
naturaleza metálica de estas capas profundas
unido al hecho -ya constatado por las pruebas
sísmicas- de su estado físico fuertemente
contrastado -líquido en el externo, sólido en el
interno- y a la rotación del conjunto planeta
diferente de la del núcleo sólido más profundo.
La geoterma en el núcleo interno -al igual que para el
manto inferior- está por debajo del punto de fusión de los
materiales estimados para esta capa, en tanto que está por
encima del punto de fusión del núcleo externo (figura 15).
Figura 18. Correlación entre volumen atómico y número atómico
para mostrar que dos de los elementos químicos más aptos para
soportar las grandes presiones del núcleo terrestre son el Fe y el Ni.
Un dato que es sostenible también con esta idea de la
presencia del Fe en el interior de la Tierra es que los
elementos químicos allí existentes deben tener un radio
(volumen) iónico compatible con la enormes presiones reinantes en esa capa. Ello exige un
elemento de número atómico suficientemente alto como para aportar una densidad
compatible con la del núcleo. Correlacionando número
atómico y volumen atómico (figura 18) se muestra
cómo además del Fe, el Ni es otro elemento metálico
que puede estar presente.
Página
Sobre la naturaleza del núcleo, Birch (1952), al poner de
manifiesto una relación empírica lineal entre la velocidad
de las ondas P y la densidad del material que atraviesan,
pudo estimar la composición química de esta capa. De
este modo, utilizando la curva velocidad-densidad medida
por sismología en el caso del núcleo, propuso la naturaleza
férrica del mismo. Este resultado, que concuerda muy bien
con el hecho de que el núcleo, de ese modo podía ser
23
Figura 19. La densidad como función de la presión, representada en
una comparación de los valores observados en el manto y en el
núcleo con datos experimentales de Fe y aleaciones de este metal
que podrían existir en el núcleo. La comparación está corregida por la
adecuación de los datos experimentales a las temperaturas del
interior terrestre y al estado líquido del núcleo externo, como se
expresa para el Fe con la zona punteada. Según el Instituto de
Tecnología de California y el Laboratorio Nacional de Los
Álamos, en Jeanloz (1983, fig. 6).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
"sede de la geodinamo", es compatible con la idea de que ningún otro elemento que posea las
propiedades del núcleo es suficientemente abundante en el cosmos para poder ser posible
candidato. Todo hace pensar que, aparte de los elementos volátiles, la abundancia de los
diferentes elementos en la Tierra es similar a la abundancia cósmica. Por lo tanto, en la Tierra se
tiene que encontrar globalmente la composición del Sol y de los meteoritos condríticos. Más
concretamente, el cociente entre el número de átomos de Fe y el número de átomos de Si tiene que
ser 0'9. Y, tal como nos indica la observación, las rocas del manto son excesivamente pobres en Fe,
por lo cual debe encontrarse en
proporciones
mayores
en
estas
profundidades del planeta.
Respecto al núcleo interno, existe el consenso reconocido en Hinderer et al. (op. cit.) de que el
"grano" crece lentamente por cristalización del núcleo líquido a medida que la Tierra se enfría. Sin
embargo, la naturaleza del cuerpo que cristaliza es sujeto de controversias; se trata bien de hierro
Página
Para encontrar una relación Fe/Si correcta,
se necesita, según Hinderer et al. (1991), un núcleo constituido casi exclusivamente por Fe, al que se
le añade una pequeña proporción de Ni (no mayor del 4% en masa). Pero esta composición no es
totalmente satisfactoria, pues da una densidad demasiado elevada y unas velocidades sísmicas
demasiado pequeñas respecto a las observaciones. Por lo tanto, se ha de admitir la presencia en
disolución de una pequeña cantidad de elementos ligeros en la composición del núcleo externo.
La naturaleza de estos elementos está todavía en debate, pero los mejores candidatos son el
oxígeno y el azufre. En las condiciones de temperatura y de presión que reinan en el núcleo, estos
dos elementos dan compuestos solubles en el Fe (óxidos y sulfures de Fe). Una proporción del 6 al
12 % de azufre y del 7 al 8 % de oxígeno basta para obtener las propiedades del núcleo
líquido. Jeanloz (1983, figura 6) analiza la posible presencia de cada uno de estos candidatos en una
gráfica que correlaciona la densidad resultante con la presión/profundidad (figura 19) y lo compara
con datos referidos al manto terrestre. Posteriormente, Wanke y Dreibus (1997), según expone
Jacobs (1997), presentan nuevas evidencias de que el silíceo es el componente ligero más
abundante en el núcleo externo, en tanto que Kilburn y Wood, al mismo tiempo describen modelos
geoquímicos que indican que el Si y el S son incompatibles mutuamente durante la fase de
separación del núcleo y que no pueden estar juntos como elementos ligeros en el núcleo externo. Sin
embargo, no existe ninguna razón de hecho, como reconoce el propio Jacobs (op. cit.) para creer
que exista un sólo tipo de elemento ligero.
24
Figura 20. Propiedades acústicas del núcleo,
según se manifiestan por los cambios de velocidad
de las ondas sísmicas. Se expresan como función de
la profundidad desde la superficie de la Tierra y de
la presión a cada profundidad (la presión en la
superficie de la Tierra es de una atmósfera). La
velocidad de las ondas acústicas, medida
experimentalmente en Fe fundido a las condiciones
de presión y temperatura del núcleo es muy similar
a la velocidad observada. Los datos sísmicos indican
la presencia de una zona anómala (trazo vertical
punteado) en el techo del núcleo externo. Esta zona
se caracteriza por una atenuación fuerte de las
ondas. Se supone que esta zona está parcialmente
fundida. Tomado de Jeanloz (1983, fig. 4).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
casi puro, bien de una aleación de este metal con elementos ligeros, que se encuentran en una
proporción netamente inferior a la del núcleo líquido.
En cualquiera de ambos casos, a causa de esta cristalización, el líquido inmediatamente en el exterior
del grano está enriquecido en los elementos ligeros rechazados/repelidos por el sólido
cristalizado. Estos elementos ascenderían a través del núcleo externo hasta la discontinuidad
núcleo-manto, bajo la que podrían quedar de nuevo capturados. La zona anómala revelada en las
propiedades acústicas de la interfase entre ambos núcleos podría constituir la zona de no
asimilación por parte de la fase cristalina de Fe metálico de esos elementos ligeros (figura 20).
En cualquier caso, la determinación de la naturaleza química del núcleo interno resulta mucho más
difícil por la imposibilidad de reproducir en el laboratorio de forma duradera las condiciones de
presión y de temperatura que reinan en la superficie del grano, allí donde se reproduce la
cristalización.
Una revisión reciente sobre el estado del conocimiento sobre esta parte del interior de la Tierra se
debe a Jacobs (1997). En él se analizan tanto aspectos recopilatorios sobre el tema, como algunos
aspectos relevantes de su comportamiento (papel en la geodinamo, conductividad, anisotropía o
rotación). En este sentido, la única referencia a la naturaleza química que se hace del núcleo interno
señala a Poirier (1994), afirmando que el Fe, posiblemente con algo de Ni, sea el elemento básico
de este nivel; el límite con el núcleo externo es, igualmente, composicional, señalando que se
trataría, realmente, de un límite de fase.
2.3.2. Las unidades dinámicas
Se estudian a continuación las unidades estructurales dinámicas de la Tierra que permiten definir
e interpretar los procesos globales de fragmentación de los continentes, de formación de
océanos, de levantamientos orogénicos, de desarrollos magmáticos y sísmicos, o, entre otros de
naturaleza no precisamente geológica, los de distribución de especies biológicas o del
comportamiento aprehendido por parte de los individuos de las diversas especies afectadas tras
millones de años de evolución biológica paralela a la transformación de la superficie del planeta.
a) La Litosfera
Página
Por su peculiar constitución, se puede hablar de dos partes diferentes dentro de la litosfera (figura
22), una superior, con características geoquímicas propias de la corteza constituyente, y una
inferior, con características geoquímicas propias del manto. Estas diferencias geoquímicas
implican además diferencias de comportamiento; así, el manto litosférico es más rígido que la base
de la corteza, pues la composición de ésta, con minerales cercanos a su punto de fusión, hace de
ella poco resistente mecánicamente, actuando el sistema corteza continental somera-corteza
continental inferior-manto superior rígido como un bocadillo de dos niveles rígidos con otro dúctil
intermedio (figura 23).
25
Comprende, como ya se ha comentado, la totalidad de la corteza más la porción del manto superior
que llega hasta el canal de baja velocidad. Al igual que ocurre con la corteza, hay que hablar de una
litosfera continental y de una litosfera oceánica; la primera parece más potente y más plástica que
la segunda. Su potencia se sitúa entre los 200 km bajo los continentes y unos 40 de km bajo los
océanos; las medidas del flujo térmico sobre la superficie terrestre aportan valores mayores, de
espesor máximo de hasta 300 km en el interior de algunos continentes (figura 21).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 21. Variación global en el espesor de la litosfera a partir de las medidas del flujo térmico terrestre. Tomado de
Chapman y Pollack (1977) en Summerfield (1991).
Figura 22. Los dos tipos de litosfera. A la derecha, litosfera continental (Lic); a la izquierda, creación de nueva
litosfera oceánica (Lio) en una dorsal (1). LEYENDA: (1): Dorsal de expansión axial con su valle de rift, en donde se
crea nueva corteza oceánica por el influjo basáltico desde la zona (5), situada abajo, en donde se recoge material del
manto (M2), que ha sufrido fusión parcial en la astenosfera ascendente (As). (01): Corteza oceánica superior
(basalto). (02): Corteza oceánica inferior (rocas máficas y ultramáficas). La corteza oceánica –Co- tiene un espesor
constante de 5 km. (2): Llanuras abisales, de una profundidad media aproximada de 5000 m, con una delgada
cubierta sedimentaria. (3): Elevación continental o del margen pasivo de la corteza continental (Cc); el espesor de la
litosfera rígida del manto superior (M1 o Msc) aumenta lejos deleje de expansión (1) debido a su progresiva
disminución de temperatura.
Página
Constituye la denominada capa de baja velocidad de las ondas sísmicas en el manto superior;
también se le conoce como “canal de baja velocidad” (figura 25b). Su descubrimiento fue debido
esencialmente no sólo a esa circunstancia, que suponía un retraso en la llegada de determinados
trenes de ondas, sino también al deducido cambio de trayectorias (figura 24a), así como a la marcha
que las ondas sísmicas mostraban en su interior (figura 24b). Se sitúa bajo la base de la litosfera hasta
una profundidad media de unos 250 km (figura 25a).
26
b) La Astenosfera
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 23. La litosfera continental como un
emparedado de dos niveles rígidos
(comportamiento frágil a dúctil-frágil: en blanco)
y plástico (comportamiento dúctil en punteado),
en contraste con la oceánica, de rigidez
homogénea. Modificado de Molnar (1988) en
Anguita y Moreno (1991).
(a)
Página
Figura 25. (a) Estructura dinámica de la Tierra y
posición relativa de la litosfera y de la
astenosfera. (b) Gráfica que muestra las
velocidades de propagación de las ondas
sísmicas P y S en los niveles superficiales de la
Tierra (corteza y manto).
27
Figura 24. Identificación de la existencia de la astenosfera. (a) A través de la localización de las zonas de sombra sísmica
y de las trayectorias seguidas en consecuencia por dichas ondas, según Anderson (1981): La capa plástica del manto
terrestre. En Deriva Continental y Tectónica de Placas. Ed. Blume. (b) Por medio del seguimiento de las ondas sísmicas
por el interior de la capa de baja velocidad.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
El origen sugerido para esta capa se encontraría en la intersección del gradiente térmico de la Tierra
con la curva del punto de fusión (húmedo) de la peridotita (figura 26), roca que, como ya se ha
discutido, se estima que es la típica de estas profundidades.
Esta idea de la existencia de una capa plástica por debajo de la litosfera, la astenosfera, es
compatible con la de cambios importantes en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas.
Así, las ondas S, según modelos basados en investigación con la ayuda de potentes ordenadores
llevados a cabo por F. Press, saltan de 3'6 a 4'6 km/sg a la altura de la discontinuidad de
Mohorovicic; la velocidad sigue aumentando hasta aproximadamente los 70 km, en que pasa a 4'2
km/sg. A mayor profundidad en el manto, la velocidad vuelve a aumentar gradualmente. En
condiciones normales, la velocidad de las ondas debería aumentar con la profundidad; por lo tanto,
algo extraño debe ocurrir a unos 70 km de
profundidad. Anderson y otros proponen una
explicación convincente de la causa de esta
disminución: la fusión parcial del manto debiera
ser la responsable.
Figura 26. Origen sugerido para la capa de baja
velocidad (Astenosfera) debido a la intersección del
gradiente geotérmico de la Tierra con la curva del punto
de fusión (húmedo) de la peridotita.
En http://www.aepect.org/astenosfera/astenosfera/intro.htm puede seguirse el debate acerca de
la existencia o no de esta unidad bajo el conjunto de la litosfera.
2.3.3. Otras unidades estructurales: las zonas de transición
La idea tradicional de que los cambios de una capa a otra eran rápidos venía a dar satisfacción a un
Página
Sin embargo, como recogen Anguita y Moreno (1991, p. 11), existen ciertas dudas de la existencia
de una astenosfera como capa continua por debajo de la litosfera; esto es, se duda acerca de la
universalidad de esta capa plástica. La mayoría de los autores responde afirmativamente, pero en
algunas zonas antiguas bajo los continentes, este nivel no se detecta con claridad, pasándose
directamente de la litosfera a la mesosfera.
28
El material del manto es un conjunto de silicatos
cuyas propiedades de fusión son sumamente
complejas. Con todo, se sabe que el manto no se
funde completamente a una temperatura única,
como lo hace el hielo, por ejemplo. Su fusión,
por el contrario, tiene lugar dentro de un rango
de temperaturas. Al principio del proceso de fusión sólo se funde una pequeña parte del material.
Este fenómeno de fusión parcial provoca una disminución de la velocidad de las ondas sísmicas, en
especial de la velocidad de las ondas de cizalla. A partir de los datos sísmicos, se puede llegar a
deducir que la fusión parcial (de un 1 a un 10 %) ha reblandecido el manto a una profundidad entre
70 y 250 km de profundidad; esta capa sería precisamente la astenosfera. Su importancia, como
más adelante se verá, se encuentra en la posibilidad que ofrece de poder entender cómo y por qué
puede llegar a deslizarse sobre ella, al comportarse ésta como una superficie viscosa, la litosfera y,
más concretamente, cada uno de los fragmentos en que ésta está dividida, las placas litosféricas,
en cuya dinámica se sustenta el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas, que en su
momento se estudiará.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
modelo de estructura en capas superpuestas e independientes. Estos modelos eran alimentados en
parte por las gráficas de velocidad de propagación de las ondas sísmicas con la profundidad, que
implican saltos bruscos de unos niveles a otros en diagramas cuya resolución es tan limitada como
una tecnología que no permitía detectar cambios graduales antes de las grandes caídas o los
grandes ascensos en las velocidades. La tecnología de los superordenadores y la posibilidad de
reproducir en laboratorios las condiciones de presión y temperatura lo más próximas posibles a las
de las diferentes profundidades terrestres ha suministrado nuevas posibilidades en la concepción
estructural del planeta.
Esta circunstancia ha dado lugar a una imagen un tanto diferente de esas transiciones capa a capa.
El concepto de discontinuidad sísmica en buena medida debe ser entendido como una zona de
transición que, en ocasiones, es sólo de centenares de metros -algo aparentemente irrelevante en
relación con un radio terrestre de millares de kilómetros- pero que es importante a la hora de
dilucidar la naturaleza y la causa de determinados comportamientos de los materiales geológicos
ante los esfuerzos generados desde los horizontes más internos.
No obstante, desde un punto de vista histórico, esta denominación no parece la apropiada. En
efecto, los primeros geólogos etiquetaron las partes internas del planeta con letras del abecedario,
en vez de llamarlas corteza continental, corteza oceánica, manto superior, manto inferior y núcleo
externo y núcleo interno. Las "capas" intermedias que se fueron descubriendo -esas zonas de
Página
Figura 27. Formas que adquiere la capa D" como resultado de las reacciones químicas entre manto y núcleo, en
esencia, la roca del manto se disuelve parcialmente en el Fe líquido del núcleo externo, produciéndose unos "posos"
ricos en metales que se depositan en el límite entre manto y núcleo. La convección del manto tiende a dispersar los
productos bajo las regiones de flujo descendente y a acumularlos en las regiones de flujo ascendente. Puede que
haya una fina capa enriquecida en oxígeno y, quizás, en Si y Mg en la parte interior de la interfase núcleo-manto.
Tomado de Jeanloz y Lay (1993, fig. 5).
29
Si la mayoría de estas discontinuidades no son tan netas como pareciera antaño, otras (Conrad) han
pasado a los libros de Geología como conceptos históricos, sin valor conceptual hoy. En cambio, el
resto (Repetti, Gutenberg, Lehman) representan ahora zonas de transición en el sentido
anteriormente apuntado. Y genéricamente se viene hablando de ellas como capas D, numerándose
a cada una de ellas correlativamente de arriba hacia abajo con los correspondientes subíndices o,
incluso con símbolos prima: Repetti sería la capa D1 o D'; Gutenberg, la D2 o D", y Lehman, la D3 o
D’’’, cuando, en buena lógica, la letra D sólo debería corresponder a D".
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
transición- se distinguirían añadiendo símbolos prima a las letras. Algunas de ellas cambiaron su
nombre; la transición manto-núcleo, en cambio, conservó el suyo, D" (Jeanloz y Lay, 1993).
En esencia, estas zonas de transición, se las llame
como se las llame, son zonas de acomodación de los
(diferentes) materiales en contacto a un lado y a otro
de la correspondiente "discontinuidad" para
adaptarse y reaccionar química y estructuralmente
ante las condiciones fisicoquímicas cambiantes en
ese lugar.
Figura 28. Formación y ascenso de las plumas térmicas del
manto desde la capa D". Según Strobach (1985) en Anguita y
Moreno (1991, fig. 1.36).
En la actualidad la capa D -de manera genérica- viene
a ser precisamente a la transición manto-núcleo. Una
lectura imprescindible al respecto es el artículo de
Jeanloz y Lay (op. cit.), en donde se abordan aspectos
referentes a esta transición tan importante, cuya
dinámica (figura 27), en palabras de los autores, influye en el ligero balanceo del eje de rotación
terrestre y en el campo geomagnético, a la vez que las variaciones que acontecen en esta región
profunda modulan, además, los movimientos de convección del manto, causantes de la deriva
continental y de la tectónica de placas.
Algunos de los procesos invocados que tienen lugar en este nivel es la formación de penachos
térmicos (plumas térmicas, figura 28) que tras un ascenso lento y largo pueden llegar a perforar la
litosfera desarrollando en su superficie los denominados puntos calientes capaces de
desencadenar y contribuir a la fragmentación de los continentes. Sin embargo, como luego
veremos, es conocido que no siempre estas plumas térmicas alimentan los bordes constructivos de
las placas salvo en el caso concreto, por ejemplo, de Islandia.
3. DINÁMICA LITOSFÉRICA: LA TECTÓNICA DE PLACAS
3.1.1. Los desplazamientos continentales antes del siglo XX
La revisión que se aborda a continuación no pretende hacer alarde de erudición sobre el tema,
como tampoco quiere ser exhaustiva, recogiendo todas las aportaciones que se han venido
haciendo al respecto a lo largo de los años. Muy al contrario, se trata de una pequeña introducción
Página
La Ciencia moderna es consecuencia de una larga (o corta) historia de investigaciones y de las
correspondientes aportaciones de quienes se han dedicado al estudio de las grandes cuestiones y a
la búsqueda, en consecuencia, de una respuesta racional, basada en observaciones, mediciones,
experimentaciones, comparaciones, etc. La Ciencia actual es consecuencia de su propia historia.
Parece, en consecuencia, necesario, iniciar el estudio de este nuevo paradigma que es la tectónica
de placas a través de su historia y de la historia de las concepciones que se han venido teniendo de
alguna de sus consecuencias, como la deriva continental, entre otras.
30
3.1. Antecedentes.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
que incluye sólo algunos de los personajes y de las propuestas hechas por ellos sobre el tema que
nos ocupa.
Es particularmente Francis Bacon (1620) el primer autor a quien se le puede atribuir la idea de los
desplazamientos continentales. Sus observaciones estaban basadas en la disponibilidad de una
cartografía ya suficientemente fiable de la distribución de continentes y océanos alrededor de
1620, en que escribió su obra Novum Organum. No obstante, en sus textos, lejos de sugerir un
alejamiento progresivo de África y América del Sur, se limitaba a señalar ciertas similaridades entre
las costas pacífica de América del Sur y atlántica de África.
En 1666, F. Placet, moralista francés, señala en su obra La corruption du gran et petit Monde, entre
diversas ideas fantásticas, que antes del Diluvio las tierras no debían encontrarse divididas. La
separación de América no se produjo por la deriva, sino más bien por el hundimiento de la
Atlántida y la elevación concomitante de un continente occidental, que también podría haberse
originado por una aglomeración de islas. Estas ideas, de alguna manera, se mantienen aún en las
conjeturas posteriores del Conde de Buffon (1707-88) y de Alexander von Humboldt (1769-1859),
explorador alemán que, asombrado por la congruencia de las costas oriental suramericana y
occidental africana, interpretó el Océano Atlántico como un vasto valle invadido por el mar.
Élie de Beaumont fue el primero en proponer (1829) que la Tierra se encuentra en estado de
contracción térmica. En su magna obra, Notice sur les systèmes de montagnes (1852), argumenta
que el enfriamiento gradual del globo terrestre da lugar a compresión lateral y forma montañas.
Creía este autor que la orogénesis era un acontecimiento a escala terrestre y la utilizó por primera
vez para dividir la historia de la Tierra, interpretando las discordancias angulares y creando así la
base de las teorías orogénicas posteriores de Stille y otros. Estas "revoluciones" orogénicas estaban
de acuerdo con las observaciones de Cuvier, padre del Catastrofismo Biológico, sobre los drásticos
cambios en el mundo biológico.
Página
Un nuevo punto de vista surge para interpretar los espacios oceánicos desde una perspectiva
cósmica. George Darwin (1879) propone que la Luna habría nacido de la Tierra en una etapa inicial
de la historia de esta última dejando una gigantesca cicatriz en el Pacífico, caracteriza a este nuevo
acontecimiento catastrófico como núcleo desde el cual desarrollar la idea de los desplazamientos
continentales. Este planteamiento es recogido por Osmond Fisher (1882), que indica que una
consecuencia probable de ello habría sido el desplazamiento lateral y la fragmentación de la
corteza granítica enfriada. Es particularmente interesante su hipótesis, recogida en su obra Physics
of the Earth's crust, de que el interior de la Tierra, relativamente fluido, debía estar sometido a
corrientes de convección que se alzaban debajo de los océanos y caían debajo de los continentes,
31
Tras ellos, Antonio Snider-Pellegrini (1858) es el primer autor que señala claramente una ruptura
y el alejamiento a la deriva de los continentes atlánticos. En su obra La création et ses mystéres
dévoilés, este anticuado -por el "ambiente geológico" en que le tocó vivir- catastrofista
norteamericano, de acuerdo con sus especulaciones aboga en favor de que cuando la masa en
fusión de la Tierra se enfrió y cristalizó, los continentes quedaron de un solo lado creándose una
inestabilidad que sólo se resolvió después del Diluvio: en ese momento, extensas catástrofes
fracturaron y separaron las Américas del Viejo Mundo. La complementariedad de las costas de
América del Sur y de África es citada como una prueba explícita (figura 29). La perspectiva
catastrofista aún recurrente en la obra de este autor entra pronto en desprestigio ante el auge de
la perspectiva actualista y gradualista de la obra de Charles Lyell, Principies of Geology, aparecida
en 1830.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
constituyendo una notable anticipación de ideas posteriores.
Figura 29. Reconstrucción, según Snider-Pellegrini (1858) de la posición de Norteamérica, África y Europa durante el
Carbonífero (A). Tomado de http://www.mhsg.de/fileadmin/Demo/Demo_Die_Erde/Data/Plattentektonik.
Página
En el sur de Europa, en cambio, sería más complicado establecer las direcciones de estas líneas, lo
que Taylor atribuía a la relativa pequeñez del sector europeo de la corteza y, por lo tanto, a la
relativa debilidad de las berzas impulsoras, así como al empuje tangencial del este y la resistencia
del bloque africano, entre otras razones. Apoyaba la existencia de un desplazamiento de la corteza
desde altas a bajas latitudes, citando el ejemplo de Groenlandia, a la que consideraba un resto del
antiguo bloque de donde se habrían desgajado Canadá y el norte de Europa siguiendo la línea de
las zonas de torsión o "rifts". Ello representa un sustancial cambio respecto a su referente Suess,
que atribuía la estrecha semejanza de las rocas y estructuras paleozoicas a ambos lados del
Atlántico al hundimiento de la Atlántida y no a desplazamiento alguno de los bloques continentales
implicados. Respecto al Hemisferio Sur, sus referencias son más escasas, considerando para
Australia un desplazamiento hacia el nordeste en base a la presencia de cinturones orogénicos
terciarios en Nueva Guinea y zonas aledañas.
32
F.B. Taylor (1910) es propiamente ya el autor de la primera hipótesis lógicamente elaborada y
coherente sobre lo que hoy denominamos los desplazamientos continentales. El punto de partida
de su hipótesis, expuesta en su obra Bearíng of the Tertiary mountain belt on the origin of the
Earth's plan no es la coincidencia del contorno de los continentes que bordean el Atlántico, sino la
disposición de las cadenas montañosas del Terciario en Eurasia. En las fronteras sur y este de
Eurasia (figura 30), y también en la región mediterránea, se encuentran series de arcos
montañosos, cuya cara convexa mira hacia el océano, que muestran señales de compresión lateral
en la forma de estratos plegados y yuxtapuestos. Siguiendo a Suess (The face of the Earth), autor de
la descripción de estas cadenas, las interpreta como resultado de hundimientos oceánicos y de
presiones tangenciales dirigidas hacia el océano y procedentes de ciertos vértices septentrionales
llamados "horsts", después de la contracción producida por el enfriamiento de la Tierra. Taylor
encontró que la hipótesis convencional de la contracción no explicaba satisfactoriamente la
distribución ni la juventud de las cadenas montañosas del Terciario. Pensó, en cambio, en un "gran
desplazamiento" de la corteza terrestre desde el norte hacia la periferia de Asia. La península
Indostaní, un antiguo escudo, obstaculizó este avance provocando el inmenso amontonamiento del
Himalaya y la meseta del Pamir, situados al norte, mientras más al este los plegamientos podían
girar con mayor libertad hacia Malasia e Indonesia.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 30. Dirección de las derivas continentales según F.B. Taylor (1910). Sugirió Taylor que los continentes tendrían
que haberse desplazado en las direcciones que se indican para que se lograse el arrugamiento de las rocas que ahora
constituyen nuestras montañas modernas (líneas gruesas) y las cadenas de islas (líneas de trazos). Tomado de
Hallam (1976, fig. 2).
La Cordillera Central del Atlántico, ya por entonces conocida como una importante cadena
montañosa submarina paralela a las costas, era para este autor la línea de la zona de "rift" entre
África y América del Sur. Pero en tanto que este último continente se habría desplazado hacia el
oeste -como lo demuestra la existencia de la Cordillera de los Andes-, la ausencia de jóvenes
cadenas montañosas similares del lado africano indicaba que no había habido movimientos
posteriores al Carbonífero en este continente.
Por último, Taylor no atendió demasiado al mecanismo del desplazamiento continental en su
monografía de 1910, pero en trabajos posteriores sugirió la acción de las mareas cuando la Luna
fue capturada, que no perdida, durante el período Cretácico.
Posteriormente, H.B. Baker (1911, 1928) mantiene aún la idea de que había alguna relación entre
el nacimiento de la Luna en el Pacífico y el desplazamiento lateral de las masas continentales,
llegando incluso a sugerir que dicho acontecimiento podría haber ocurrido en una época tan relativamente joven como el Terciario. Asimismo, utilizó la ensambladura de las montañas a ambos
lados del Atlántico para justificar los desplazamientos de las masas continentales implicadas,
resultando un modelo de reconstrucción no muy diferente del aportado por Snider-Pellegrini.
Frente a los planteamientos metodológicos de la tradición geológica y geofísica angloamericana de
finales del siglo XIX y principios del XX, que ponía el acento en las propiedades de una Tierra sólida
y parecía negar, p. ej., la posibilidad de la migración de los polos, la escuela alemana contemporánea, no bien conocida en el mundo científico de habla inglesa por causas idiomáticas, entre
otras razones, habían incluso introducido en la geofísica datos provenientes de la meteorología y la
Página
3.1.2.1. La Ciencia Geológica en los albores del Siglo XX.
33
3.1.2. Alfred Wegener y la teoría de los desplazamientos continentales
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
climatología -cosa que no hacían sus colegas ingleses y norteamericanos- y habían adoptado una
idea movilista según la cual segmentos de la corteza terrestre flotaban sobre un interior líquido,
todo lo cual podía explicar -sin grandes ideas más o menos fantásticas- la posibilidad de un
desplazamiento de los polos magnéticos del planeta.
En estos comienzos del siglo XX se suponía que la Tierra era en su origen una masa en fusión que se
hallaba en un proceso de solidificación y, consiguientemente, contracción. Los materiales más
ligeros habrían ascendido a la superficie originando las rocas ígneas y metamórficas de tipo
granítico y otros sedimentos asociados. Todo este conjunto recibía el nombre de SAL (más tarde
redenominado como SIAL) por ser relativamente rico en silicatos de Al, Na y K. Debajo de éste
habría rocas más densas llamadas SIMA, parecidas, si no iguales al basalto, al gabro o a la
peridotita, ricas en silicatos de Mg, Fe y Ca.
Las montañas, a su vez, debían su origen a la contracción terrestre. Una presión en forma de arco
hacía que ciertos sectores de la superficie terrestre se hundieran originando océanos, en tanto que
los continentes permanecerían firmes sobre las aguas constituyendo bloques no fracturados o
"horsts". Con el transcurso del tiempo, ciertas zonas continentales se hundieron a su vez y más
rápidamente que las zonas adyacentes, de modo que fueron anegadas por el mar, mientras que el
temporalmente estabilizado suelo oceánico de otrora volvía a emerger como tierra seca.
En este contexto, la identidad total o casi total de muchas plantas y animales fósiles encontrados en
distintos continentes se asumía como una prueba de la existencia de antiguas conexiones terrestres
a través de lo que ahora eran profundos océanos. La aceptación de estos puentes
intercontinentales, a la luz de la distribución actual de continentes y océanos, debía plantear
movimientos mundiales verticales de ascenso y descenso del nivel del mar (eustatismo, de acuerdo
con Suess), que, incluso, podían inferirse del estudio del registro estratigráfico de las sucesivas
transgresiones y regresiones marinas sobre los continentes. Según el propio Suess, las regresiones
serían debidas al hundimiento de las cuencas oceánicas y las transgresiones al llenado parcial de
estas cuencas con sedimentos procedentes de la denudación de las áreas continentales. Por lo
tanto, el agua descendía de los continentes cuando los océanos se hacían más profundos, o los
recubría a consecuencia de la sedimentación sobre el suelo oceánico.
3.1.2.2 Wegener y "Die Entstehung der kontinente und Ozeane"
La primera versión en forma de libro, y por consiguiente más extensa y desarrollada, data de 1915
-"Die Entstehung der kontinente und ozeane" {El origen de los continentes y de los océanos)-,
publicándose sucesivas ediciones revisadas en 1920, 1922 y 1929. La edición de 1922, la tercera,
más difundida, fue publicada en 1924 al inglés, francés, ruso y español. En la edición inglesa -"The
Página
Según el propio Wegener, la sospecha de que los continentes podían haberse movido lateralmente
le había surgido de la observación de la coincidencia de los contornos a ambos lados del Atlántico.
La lectura al año siguiente (1911) de un artículo paleontológico que probaba la existencia de un
puente terrestre remoto entre África y Brasil reavivó su interés por el tema iniciándole en la
búsqueda de nuevas evidencias de este fenómeno que le permitieran desarrollar su hipótesis
primitiva, que expuso por primera vez en una conferencia en Frankfurt en enero de 1912. Más
tarde, en ese mismo año, publica dos breves comunicaciones con el mismo título -"Die Entstehung
der kontinente" (El origen de los continentes)- en el "Pettermans Mitteilungen" y en la
"Geologische Rundschau".
34
a) Introducción: los antecedentes
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
origins of continents and oceansu-, la expresión "die verschiebung der kontinente" original de
Wegener era traducida -correctamente- como "continental displacement" (desplazamiento
continental). Pero la expresión creada posteriormente -"continental driff (deriva continental)pasó a sustituir a la primera, sin duda más correcta en su significado.
Ya en el artículo de "Petermans Mitteilungen" no sólo adelanta la hipótesis, sino que pone de
manifiesto sus previsiones de modificaciones posteriores; de igual modo, inicia sus
argumentaciones geofísicas y, más adelante, expone pruebas geológicas en defensa de su idea de
que los continentes, anteriormente unidos, se han separado y, todavía hoy, se siguen alejando.
Incluso, tenía la esperanza de que futuras
observaciones geodésicas demostraran que
el movimiento continuaba todavía y deducía
el movimiento de los polos a partir del
desplazamiento de las antiguas líneas
climáticas. No obstante, quedaba por
resolverse el mecanismo causante de los
desplazamientos continentales, proponiendo
como posibilidades las fuerzas de las mareas
y la fuga desde los polos o "pohlflucht.
Figura 31. Reconstrucción de Wegener de las
diferentes posiciones de los continentes desde el
Carbonífero, hace 300 millones de años, (a) hasta el
Cuaternario, hace un millón de años (c); en b, hace
80 millones de años. Tomado de Hallam (1976, fig.
3).
Página
muchos puntos de vista:
1.
los acortamientos Terciarios, tan importantes que obligaban a recalcular la contracción
terrestre durante ese período;
2.
la distribución localizada, nunca al azar, y en estrechos cinturones alargados, de las cadenas
montañosas;
3.
la radiactividad natural de las rocas, fuente importante de calor, que obligaba a replantear el
enfriamiento de la Tierra, y
4.
los datos sobre la gravedad, la isostasia y la subsidencia, que determinaban la imposibilidad
de pensar en hundimientos de los puentes terrestres.
35
La edición de 1929, más elaborada, presenta
una mayor cantidad de evidencias,
particularmente interesantes desde un
punto de vista paleoclimático (Wegener era
un afamado climatólogo, autor en 1924 en
colaboración con su suegro, W. Köppen, de
un libro sobre los climas antiguos). Es esta la
edición más leída en la actualidad y la que
sirve de base para ediciones en otros
idiomas. En ella, Wegener observa que la
hipótesis de una Tierra que se contrae por
enfriamiento es muy vulnerable desde
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
En base a estas premisas, la idea de los desplazamientos horizontales de los continentes permitía
postular la existencia de un proceso iniciado ya en el Mesozoico y que continúa en nuestros días,
con un supercontinente, el PANGEA, que, al quebrarse, daría lugar a los diferentes fragmentos cuyo
alejamiento en el tiempo habría determinado la distribución actual de los continentes y de los
océanos (figura 31), aportando para ello numerosos datos geofísicos, geológicos y biológicos.
América del Sur y África habrían empezado a separarse en el Cretácico, al igual que América del
Norte y Europa, si bien, éstos, habrían conservado un contacto por el norte hasta el mismo
Cuaternario. Durante el desplazamiento de las américas hacia el oeste, por compresión, se habían
levantado en sus bordes frontales o cerca de ellos las cordilleras occidentales, aunque las Antillas y
el Arco de Scottia se habían quedado rezagados en el Atlántico. El Océano Índico empezó a abrirse
en el Jurásico, pero el movimiento principal tuvo lugar en el Cretácico y Terciario. Una gran
extensión de tierra al norte de la India se había amontonado por delante en el trayecto de ésta
hacia Eurasia, formándose así el Himalaya. Australia-Nueva Guinea habían cortado su conexión con
la Antártida en el Eoceno y se trasladaron hacia el norte hasta llegar al Archipiélago indonesio, en el
Terciario Superior.
Una reciente edición en español a cargo de la Editorial Metáfora ha sido publicada en 2011, con un
muy interesante estudio introductorio de Francisco Anguita Virella, que se ha encargado, junto con
Juan C. Herguera García de la traducción de la versión original.
b) Argumentos de Wegener a favor de los desplazamientos continentales
Los argumentos que aporta Wegener a favor de los desplazamientos continentales son de cuatro
tipos:
1. Geofísicos.
1.1. La distribución estadística de la topografía de las áreas
continentales y oceánicas, incompatible con la idea de
hundimientos y elevaciones al azar a partir de un nivel original
uniforme, que daría lugar a una distribución normal o gaussiana
(figura 32). Además, esta idea es compatible con la existencia de
dos capas corticales separadas, una superior y siálica, menos
densa que la inferior, simática, constituyente del suelo oceánico.
2. Geológicos.
Página
1.2. Asimismo, cualquier variación en la cantidad de masa en la capa
superior, que, por isostasia, podría dar lugar a hundimientos o
ascensos relativos, permitía aseverar que del mismo modo que
los bloques continentales podían moverse verticalmente sobre este substrato, no había
ninguna razón que les impidiera moverse también horizontalmente siempre que existieran
fuerzas suficientemente capaces para impulsarlas.
1.3. Los datos petrológicos y gravimétricos, combinados y complementados por la información
sísmica, sugerían que los océanos se apoyaban sobre un material más denso que el de los
continentes y que parecía estar formado por peridotitas (olivino y piroxeno), dunita (olivino)
o quizás eclogita (granate y piroxeno), con una capa superior basáltica (olivino, piroxeno,
plagioclasa cálcica y magnetita).
36
Figura 32. Máximos de la distribución de frecuencias de las elevaciones en la
superficie de la Tierra según Wegener en 1929. Tomado de Hallam (1976, fig. 4).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
2.1. Las similitudes de las costas a ambos lados del
Atlántico.
2.2. Los cinturones de plegamiento de Sudáfrica y
Buenos Aires, que parecen continuarse de un
continente a otro (figura 33).
Figura 33. Antiguas posiciones relativas de Sudamérica y
África, según du Toit en Wegener (2011), que permiten
establecer correlaciones a ambos lados del océano Atlántico.
2.3. Las antiguas mesetas gneísicas africana y
brasileña, ambas kimberlíticas y con diversos
tipos de rocas ígneas,
2.4. Las series marinas del final del Paleozoico en
Sudáfrica (Serie de Karroo) y de Brasil (Serie de
Santa Catarina), similares y con intercalaciones
en los mismos niveles estratigráficos de tillitas.
2.5. Cadena Caledoniana de Europa occidental, que
se continúa en Terranova y Escocia, al igual
que ocurre con la Cadena Hercínica europea.
3. Paleontológicos y biológicos.
3.1. La necesidad de considerar conexiones terrestres (o, en el caso de organismos neríticos,
alguna clase de vínculo entre las plataformas continentales submarinas) para interpretar las
identidades o semejanzas de flora o fauna entre los distintos continentes (Mesozoico de
Brasil,y África, Australia y África-India, Sudáfrica-Madagascar e India). Los ejemplos citados
por Wegener eran, entre otros, el reptil Mesosaurus (del Pérmico de Sudáfrica y Brasil) y la
Pteridofita Glossopteris, del Paleozoico de Gondwana).
3.2. La compartición por parte de los marsupiales australianos y sudamericanos de parásitos
idénticos o muy similares.
3.3. Las afinidades entre las familias de lumbrícidos y megascolécidos de Europa y Norteamérica,
de América del Sur y África, de Australia, India, Sudáfrica y Patagonia, cuya distribución
implica la necesidad de una “deriva continental”.
B
Figura 34. A. Distribución actual de algunos géneros de lombrices de la familia de los Megascolécidos, sobreimpuesta
a una reconstrucción pre-Jurásica, basada en la teoría de la deriva, según Michaelsen en Wegener, 2011, figura 6.4.
B. Distribución actual de la familia de las lombrices Lumbricina, sobreimpuesta a un mapa de reconstrucción para el
Eoceno, de acuerdo con la teoría de la deriva, según Michaelsen en Wegener, 2011, figura 6.4.
Página
37
A
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
4. Paleoclimáticos.
Los criterios de esta índole que presenta son:
4.1. presencia de tillitas sobre pavimentos estriados de rocas resistentes: huellas de glaciarismo;
4.2. gruesas capas de carbón: climas húmedos (y probablemente muy cálidos);
4.3. depósitos de yeso y de sal gema: climas cálidos, con mayor evaporación que precipitación;
4.4. depósitos calcáreos: condiciones tropicales a subtropicales (relaciones entre solubilidad del
carbonato y temperatura);
4.5. ausencia de anillos de crecimiento anual en los troncos de los árboles: ausencia de
estacionalidad, condiciones tropicales.
4.6. reptiles de gran tamaño: climas cálidos.
Las implicaciones geográficas y climáticas que estos argumentos suponen son, esencialmente, las
siguientes:
1.
Glaciaciones Permocarboníferas en
América del Sur, Sudáfrica, India y
Australia. La extensión de las tillitas y
su posición secuencial indican una
ubicación del centro de los hielos al
sur (10° S) (figura 33), que, de no
haber ocurrido los invocados
desplazamientos
continentales,
darían lugar a una extensión del
glaciarismo hasta el Ecuador, en tanto
que en el Hemisferio Norte el clima
habría permanecido tropical a
subtropical.
Figura 33. La glaciación Permo-Carbonífera. Las
zonas en negro representan el supuesto casquete
polar y la línea más gruesa el posible ecuador
contemporáneo, según Wegener en 1929. Tomado
de Hallam (1976, fig. 7).
Figura 34. Los cinturones climáticos del Carbonífero y
el Pérmico; las zonas sombreadas son áridas. C,
carbón; I, hielo; D, arenisca desértica; S, sal; G, yeso.
Según Wegener (1929), modificado en parte. Tomado
de Hallam (1976, fig. 8).
4.
Según Wegener, la migración polar ¿se
debía al movimiento de toda la corteza
sobre el substrato o a una modificación interna del eje de rotación? Sobre esta última
38
3.
Características de los carbones de los Estados Unidos de Norteamérica, Europa y China, que
dibujan un cinturón tropical a 90° del centro de una gran región de hielo continental (figura
34).
Carbones Pérmicos de África del Sur, con floras diferentes y con anillos estacionales,
implicando una migración hacia el Sur de
los cinturones climáticos, y, por tanto,
de los polos climáticos ("pohlflucht").
Página
2.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
posibilidad, invocaba un "ciclo de transgresión" de los mares: el ensanchamiento ecuatorial a
90° de los polos daría lugar a que durante el desplazamiento de los polos, el ensanchamiento
en las áreas continentales se habría retardado más que el de las áreas marinas, que habrían
respondido inmediatamente; en las zonas continentales por delante del polo que se desplaza
deberían existir huellas de una regresión creciente.
c) El mecanismo de los desplazamientos continentales según Wegener.
Ante la dificultad de encontrar un mecanismo válido, Wegener invocaba la posibilidad de la
influencia de la fuerza del "pohlflucht (migración de los polos) en la explicación del movimiento de
los continentes hacia el Ecuador. Ésta es una fuerza diferencial gravitatoria motivada por el hecho
de que la Tierra es un esferoide achatado en los polos.
Para explicar la presunta deriva hacia el oeste de los continentes, pensaba en alguna fuerza
determinada por la acción de las mareas, sosteniendo que el frenado de la Tierra por la acción
mareal debía afectar especialmente a las capas exteriores y producir por lo tanto su desplazamiento sobre las capas internas, bien en conjunto, bien de fragmentos continentales desgajados.
3.1.2.3. Los primeros detractores y abanderados de Wegener.
Entre los primeros, destacaríamos a en primer lugar a Philip Lake, que, en 1922, publica un
comentario tan bien intencionado como escéptico de la segunda edición del libro de Wegener, en
el cual trata de destruir la teoría de éste. Ese mismo año, en la reunión anual en Hall de la British
Association se discute la hipótesis en un debate "vivaz pero no concluyente".
Schuchert, paleogeógrafo de Yaie, que explicaba las similitudes de flora y fauna entre continentes,
si se aceptaba algún puente terrestre, como, p.ej., en el Ártico, discutía la precisión de los encajes
Página
En el Simposio de la Asociación Americana de Geólogos del Petróleo (A.A.P.G.) en Nueva York, en
1926, con opiniones en general adversas, además del propio Wegener, defienden la hipótesis
Taylor y van Waterschoot. En contra se manifiestan, particularmente, R. T. Chamberlin, geólogo
americano, que muestra algo más que una oposición a esas ideas, elaborando incluso una lista de
no menos de 18 puntos que, según él, destruían la teoría; Bailey Willis, geólogo estructural, y
William Bowie -ambos norteamericanos- que inciden en sus críticas a un SIMA más blando que la
corteza. También Washington, petrólogo norteamericano, que discute la afirmación de Wegener
acerca de la similitud de las rocas ígneas citadas en su obra. Berry, paleontólogo, incluso llega a
poner en duda la categoría investigadora de Wegener, en tanto que LongweII, que se muestra al
menos interesado, no queda convencido.
39
En 1923, en una reunión de la Royal Geographical Society, el propio Lake insiste en sus
planteamientos contra los desplazamientos continentales, siendo respaldado en su intervención
por las de Lamplaugh, que se muestra escéptico, aunque comprensivo; OIdham, que incluso se
preocupa en demostrar que las ideas de Wegener no eran en modo alguno originales, reclamando
la originalidad de ellas para un autor inglés del siglo pasado (Osmond Fisher, 1882; ver atrás).
También, a H. Jeffreys, pionero en Geofísica matemática, que se constituyó en el crítico más
vehemente e influyente de todos en contra de la teoría de los desplazamientos de los continentes.
Estas críticas las publica más tarde en un gran tratado de Geofísica (The Earth, 1924) dando paso a
la serie de críticas más dura por parte de autores que constituían lo que se podría denominar la
"escuela geofísica de la Tierra ultrasólida", que consideraba que se podía demostrar de manera
definitiva que la Tierra poseía una rigidez demasiado grande para permitir que los continentes se
trasladen por su superficie.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
continentales, que implicaban serias distorsiones cartográficas.
En 1931, el propio Jeffreys, en una discusión de la Sección de Geografía de la British Association,
contesta muy críticamente la hipótesis de Holmes sobre la convección térmica de las capas
profundas de la Tierra. A su vez, G.G. Simpson, paleontólogo norteamericano, en nombre de la casi
total unanimidad de los paleontólogos, se manifiesta en 1943 en contra de las ideas de Wegener en
un artículo enérgico y convincente que adquirió una gran influencia en América, y en el cual
destruía la alternativa del puente intercontinental de la deriva, manifestándose además a favor de
la idea de que los animales cruzaran el océano por azar, mediante lo que él denominaba
"sweepstakes routes". Años más tarde, no obstante, este autor acabó "convirtiéndose" finalmente
a la deriva continental ante las numerosas evidencias de la Geofísica oceánica.
B. Willis, en 1949, en el Simposio celebrado en Nueva York organizado por la "Society for the study
of the Evolution" -cuyas actas fueron publicadas en 1952 en el "Bulletin of the American Museum of
Natural History"- para debatir el problema de la conexión por tierra a través del Atlántico sur,
acaba tildando a la "deriva continental" como un "cuento de hadas", "una fantasía fascinante que
ha capturado la imaginación de muchos".
En 1950, finalmente, Gevers, en su elogio fúnebre de Du Toit, no puede por menos que volver a la
carga denotando el desinterés y la falta de atención recibida por la "deriva continental" dentro de
la comunidad científica en los últimos años.
A su vez, de entre tos defensores de las ideas de Wegener, destacan, entre los más significativos,
Albrecht, que manifiesta a Köppen, durante las sesiones de la Reunión Geodésica Internacional de
1922, lo interesante que resultaría la puesta a prueba de la idea de su yerno. Así mismo, Argand,
geólogo suizo, uno de los fundadores y desarrolladores de la teoría de los mantos de corrimiento
en los Alpes, en 1922, en el XIII Congreso Internacional de Geología en Bruselas, que expone sus
ideas movilistas, aceptando la de Wegener de continentes flotantes y de la plasticidad de los
materiales rocosos sometidos a un esfuerzo mecánico muy continuado, añadiendo incluso muchos
detalles aportados por sus investigaciones sobre las cordilleras.
Holmes, por su parte, no sólo apoyó la teoría, sino que la difundió y la reforzó notablemente
proponiendo un mecanismo del movimiento continental mucho más plausible (1928, 1931). Para
ello abogaba por una corteza apoyada sobre un sustrato cuya rigidez disminuiría rápidamente con
la temperatura, lo que podía permitir la existencia de una circulación convectiva profunda tal que la
rotación terrestre desviaría las corrientes ascendentes hacia el oeste, en tanto que las
Página
Bailey, geólogo estructural norteamericano, era favorable a la hipótesis de la deriva continental
porque permitía explicar con exactitud las similitudes e intersección de los plegamientos
caledoniano y hercínico a ambos lados del Atlántico norte.
40
DaIy, geólogo americano, expone sus ideas movilistas en su libro "Our mobile Earth" (1926),
aceptando la realidad de la deriva, pero manteniendo reservas respecto al mecanismo propuesto y
sugería una alternativa: los continentes se deslizaban lateralmente bajo la influencia de la gravedad
debido a un ensanchamiento de las regiones polares y ecuatoriales, con una depresión entre ellas
(hipótesis de deslizamiento hacia abajo -"downslidincf- o del corrimiento de tierras -"landslíclincf1-.
Incluso llegó a plantear la formación actual de los continentes por fragmentación de un único
supercontinente, el PANGEA, a su vez formado por coalescencia de todas las masas de tierra
preexistentes. Posteriormente se retractó de sus ideas, extremadamente movilistas, pero continuó
creyendo que el deslizamiento gravitatorio era la causa principal de la formación de las montañas.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
descendentes lo harían hacia el este. Debido a la mayor concentración de U y Th, elementos
radiactivos causantes del calor interno terrestre, en las rocas graníticas, las corrientes debían surgir
debajo de los continentes y extenderse en todas las direcciones hacia las regiones periféricas. Por
encima de los lugares en que nacían y se separaban las corrientes, aparecería una región estirada
de la corteza continental y finalmente se dividiría en fragmentos, dejando sitio a una cuenca
disruptiva subsidente que se convertiría en un nuevo océano, en el cual se descargaría el exceso de
calor. La capa superior granítica de la corteza aumentaría de potencia debido a la fluencia
diferencial de sus niveles hacia el fondo oceánico que les obstruía. Este engrosamiento de la
potencia de la corteza en el borde frontal de los continentes en movimiento sería la causa de la
formación de las montañas. Otras consecuencias geológicas eran deducidas por Holmes a partir de
estos planteamientos. La figura 35 recoge la interpretación de Holmes de la deriva continental.
Figura 35. Interpretación de Holmes de la deriva continental. Adaptado de Hallam (1976, fig. 10).
3.1.3. La década de los cincuenta: exploración de los fondos oceánicos
Al final de la Segunda Guerra Mundial, con el desarrollo y aplicación de nuevas técnicas de
exploración, tiene lugar un espectacular cambio en la mentalidad científica: las ideas estabilistas
van cediendo paulatinamente paso a una concepción movilista. Algunos de los aspectos cuyo
estudio y conocimiento participan de este cambio son:
Página
Por último, Seward, paleobotánico británico, que en 1929 reafirma su simpatía por la solución de la
deriva y que más tarde perfeccionó (Plant life through the ages, 1931).
41
A. Du Toit, geólogo estructural sudafricano, autor en 1937 de Our wandering continents (Nuestros
continentes vagabundos), no sólo aportó (1927) datos utilizados por Wegener en la cuarta edición
de su libro, sino que presentó nuevas y abundantes pruebas, en particular de tipo geológico, a favor
de la deriva. Intenta este autor establecer una mayor precisión en los encajes de los bordes
continentales en sus plataformas. Asimismo, trata de explicar la formación de los cinturones
orogénicos pre-Terciarios; además, en vez de aceptar un único supercontinente, PANGEA, prefería
creer en uno septentrional, LAURASIA, y en otro meridional, GONDWANALAND, separados desde el
Paleozoico superior por el mar de TETHYS. Incluso retoma la idea de Argand de una rotación
levógira de la Península Ibérica durante el Eoceno, abriendo el Golfo de Vizcaya y causando
movimientos compresivos en los Pirineos.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
1. El magnetismo de las rocas. El magnetismo de las rocas, fenómeno conocido ya desde la
antigüedad y desarrollado desde comienzos de siglo por Brunhes, aunque ignorado durante
muchos años hasta la aparición de los primeros
magnetómetros de gran sensibilidad (Blackett),
que permitieron hacer estudios de una mayor
gama de muestras de rocas es el resultado de
un magnetismo fósil permanente que se puede
utilizar a modo de brújula fósil para determinar
la dirección del campo magnético antiguo o
paleomagnético.
Figura 36. Migración polar desde el Precámbrico hasta el
presente en Europa (línea continua) y en Norteamérica
(línea discontinua). Simplificado del diagrama de
Runcorn (1962, fig. 19, en Hallam (1976, fig. 14).
Los trabajos del grupo de Cambridge (S.K.
Runcorn, K.M. Creer y E. Irving) a mediados de
los cincuenta en rocas de Europa de edades
muy diferentes pudieron demostrar un cambio uniforme con el tiempo, anterior al Terciario
superior, de la posición del Polo Norte a partir de una posición cercana a Hawaii en el Precámbrico
superior, que parecían confirmar los postulados de Wegener sobre la deriva polar. En un primer
momento no se vio claramente si el polo se movía igualmente en relación a cada uno de los
continentes (deriva polar) o si se obtenían rutas distintas de continentes distintos (deriva
continental). Los primeros resultados que apuntaban a esta segunda posibilidad se debían a
Runcorn en lo que respecta a Europa y América del Norte. Los caminos de la deriva polar se
determinaron para ambos continentes, pero se discernía una diferencia sistemática, pues el camino
del Precámbrico y del Paleozoico americano se
desplazaba 30° de longitud hacia el oeste. Después
del Triásico desaparecía la diferencia (figura 36).
Página
Runcorn consideraba que la anomalía podría
desaparecer si se cerraba el Atlántico norte,
trasladando América del Norte junto a Europa, tal y
como había propuesto Wegener. Ello implicaba que
los continentes se habían separado en un
determinado momento entre el Triásico y el
presente, algo que estaba en contra de las ideas
vigentes entonces, y algo en contra de lo que el propio Runcorn había sido "educado". Resultados
en la misma dirección aunque aplicados a otros continentes fueron aportados simultáneamente
por el grupo del Imperial College, dirigido por el propio Blackett, que permitió reafirmar las ideas
de Runcorn al aportar datos de todo el mundo y presentarlos de modo que la deriva continental
aparecía ya como una realidad evidente. Desde ese momento (1956) en adelante, Runcorn pasó a
ser un defensor de primera línea de la migración lateral de los continentes.
42
Figura 37. Reconstrucción. de Gondwana a partir de datos
paleomagnéticos. África se encuentra sobre sus coordenadas
actuales, el desplazamiento polar está representado por la
línea gruesa. Simplificado de McEIninny y Luck (1979, fig. 1)
por Hallam (1976, fig. 16).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
plicado el mismo método de trabajo a los continentes del Hemisferio Sur (y a "alguno" del
Hemisferio Norte), el resultado era comparable: las diferencias del camino polar en distintos
continentes quedaban eliminadas si se admitía que alguna vez habían estado reunidos en
Gondwanalandia. Un extenso análisis de datos paleomagnéticos de todos los continentes del sur,
realizado por M.W. McElhinny y G.R. Luck lleva a una reconstrucción de Gondwanalandia
sorprendentemente parecida a la propuesta originariamente por du Toit (figura 37).
Otro de los resultados sorprendentes de la época venía dado por el hecho de que Laurasia y
Gondwana, aunque antiguos supercontinentes en la línea predicha por du Toit, presentaban datos
paleomagnéticos que indicaban que habían ocupado situaciones levemente yuxtapuestas
(McElhinny y Briden). La primera interpretación dibujó una "megacizalla" o torsión de Tethys. Un
nuevo análisis del problema por Briden y sus colaboradores excluyó esta posibilidad, favoreciendo
una reconstrucción que implicaba la
existencia
de
un
único
supercontinente, el PANGEA (figura
38).
Figura 38. a) Reconstrucción de Pangea en el
Período Triásico basada en la reconstrucción
de Smith y Briden (1970?). Las zonas
sombreadas fueron afectadas por
deformaciones en el Terciario y sus
posiciones son en consecuencia inciertas,
tomado de Hallam (1976, fig. 34).
3.1.3.1 El desarrollo de la investigación oceanográfica geológica y geofísica
A partir de la década de los cincuenta tiene lugar un gran afán investigador de la topografía y de la
geología submarina que culmina con la declaración del Año Geofísico Internacional de 1957-58. Los
mapas obtenidos, más perfectos que nunca gracias a las nuevas tecnologías desarrolladas en los
años precedentes, permiten subdividir topográficamente los océanos en tres provincias principales:
Página
En un principio, y durante mucho tiempo, se discutió si estos cambios reflejaban inversiones del
campo magnético de la Tierra o si estaban inducidos en las rocas debido a algún agente relacionado
con la mineralogía. La prueba más concluyente de la primera de las dos hipótesis fue aportada a
comienzos de los sesenta por los resultados obtenidos a partir de la datación de las lavas por la
medida de la desintegración del K-40 en Ar-40: si rocas de la misma edad en distintas partes del
mundo, enormemente separadas, están magnetizadas en la misma dirección, entonces se hace
muy difícil desechar los datos o atribuirlos a efectos químicos o mineralógicos locales casuales.
Quedó así probado que la última inversión del campo geomagnético había ocurrido hace un millón
de años y que la inversión inmediatamente anterior, un millón y medio de años antes (Cox y
colaboradores, Tarling, etc.).
43
Otro aspecto intrigante y no menos
interesante de investigación en
relación con el paleomagnetismo se
refería a las inversiones del la
polaridad por plazos breves, que se
observaron por primera vez cuando en elementos sucesivos de secuencias de lava de finales del
Terciario y del Cuaternario de Islandia se comprobaron direcciones de polarización
alternativamente virando de norte a sur y viceversa, esto es con diferencias sucesivas de 180°.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
I.
II.
III.
los márgenes continentales: plataforma continental, pendiente continental y fosas;
el suelo de la cuenca oceánica: fondos abisales, montes submarinos;
las cadenas montañosas o dorsales centro-oceánicas.
La nueva visión que se va alcanzando permite constatar la juventud de las rocas de los fondos
marinos (post-Cretácico), así como la configuración de los sistemas de cordilleras o dorsales
centro-oceánicas, tanto topográfica como estructural o dinámicamente. Así, en 1962, Heezen
publica un mapa de la distribución de las dorsales por todos los océanos (figura 39a) elaborado a
partir de los estudios realizados en la década precedente. Precisamente, en 1953, J. C. Swallos
Página
Figura 39. (a) Una de las primeras representaciones del sistema montañoso del centro del océano, basada en la
figura 19 de Heezen, en Runcorn (1962). La línea gruesa es el valle axial (rift oceánico) de ese sistema montañoso (la
dorsal); las líneas de trazo discontinuo, las profundas fosas oceánicas, (b) Perfiles topográficos transversales que
muestran el gran parecido entre la Cordillera Atlántica y el Valle del Rift africano. Adaptado de la figura 20 de
Heezen, en Runcorn, 1962. Ambas figuras han sido sacadas de Hallam (1976,figs. 17y18).
44
Las muestras geológicas se obtienen mediante dragados y por medio de perforaciones superficiales
que penetran unos metros en los sedimentos blandos.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
descubre el valle central o "rift" de dichas dorsales, e, incluso, su descubrimiento por Heezen y
Ewing en el sistema del océano Índico permitió a éstos postular acerca de la base de la amplia
similaridad de topografía y sismicidad, así como de la evidente continuidad geográfica que el valle
axial presentaba en la falla de África oriental a través del Golfo de Aden (figura 39.b). La
consideración de la topografía transversal de estos sistemas como resultantes de una tensión en la
corteza estaba llamada a tener gran significación para la comprensión del suelo oceánico.
Además, la constatación de que en ninguna parte de los océanos, a excepción de algunas de las
islas en las Seychelles, aparecen rocas ígneas de tipo granítico y que en ningún caso se descubrieron
rocas sedimentarias de edad anterior al Cretácico Medio, permitió romper con la idea de que los
océanos no serían sino rasgos primordiales.
El desarrollo de las técnicas de medición de la gravedad, gracias a la construcción de gravímetros
que podían operar desde barcos en movimiento para obtener perfiles continuos, así como el de las
técnicas sísmicas, tanto de reflexión como de refracción, que permitieron descubrir la existencia,
primeramente, de la discontinuidad de Mohorovicic en la base de la corteza, así como que, en
general, los océanos carecían de rocas siálicas, de baja densidad, corroboraban la no existencia de
vestigio alguno de continentes sumergidos.
El gradiente del flujo térmico a través del suelo oceánico. Su determinación mostró que apenas es
diferente del que se pudo encontrar en los continentes -en éstos se encontraron valores mucho
menores de los que se esperaban para ellos a causa de la radiactividad de las rocas-. Del mismo
modo, se constató que el flujo de calor debajo del sistema central oceánico era significativamente
mayor que en cualquier otro lugar del océano.
Es a partir de la década de los 50 cuando también se desarrollan técnicas de investigación
magnetométrica utilizando ya magnetómetros -remolcados por aviones y/o barcosconvenientemente construidos, capaces de proporcionar medidas progresivamente más fiables. En
particular se registra gráficamente de una manera continua toda una serie de anomalías
magnéticas (véase atrás y más adelante) que, en ocasiones, llegan a representar sólo pequeñas
diferencias, del orden de miligauss, de los valores medios de la intensidad magnética total en la
dirección del campo geomagnético.
Página
A estos datos habría que unir los correspondientes al análisis del geólogo estructural australiano
Carey (1958), en el que tras un minucioso estudio de las cadenas de plegamientos y otros
fenómenos tectónicos obtiene una Tierra donde los continentes estaban unidos a finales del
Paleozoico en la forma prevista por Wegener, pero con un diámetro equivalente a las tres cuartas
partes de las dimensiones actuales; según este autor, los continentes no sólo no habían derivado,
sino que se dispersaron mientras la Tierra se expandía rápidamente. A pesar de lo asombroso de
estas ideas, algunas de ellas quedarían demostradas posteriormente (origen del golfo de Vizcaya,
apertura de los mares Tirreno y de Liguria, etc.).
45
Estas anomalías, descubiertas en principio a finales de los cincuenta en el este del océano Pacífico,
fueron asignadas en principio a alineaciones norte-sur de fragmentos alargados de alguna roca
portadora de magnetita (el basalto) y magnetizados en forma contrastante con las rocas vecinas
hacia el este y el oeste. Este descubrimiento fue complicado con el de la existencia de zonas de
fracturas oceánicas que no sólo desplazaban las cordilleras axiales, sino también los peculiares
registros oscilatorios de las anomalías. Ello permitió constatar que la corteza oceánica se
comportaba con una rigidez comparable a la de los continentes, y que bloques de corteza podían
desplazarse a grandes distancias.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
3.1.4. La nueva situación.
A finales de la década de 1950 se hacía precisa una nueva idea que sirviera de base desde la que
construir un nuevo modelo dinámico de la Tierra. Esta nueva idea fue la que R.S. Dietz denominó
"expansión de los fondos oceánicos', que fue presentada en 1960 por H. Hess en forma de
"preprint” a partir de multicopista y publicada en 1962. Su intento fue integrar hechos
aparentemente inconexos, como:
1.
la evidente juventud de los fondos oceánicos;
2.
el sistema circumpacífico de arcos insulares y fosas oceánicas adyacentes, con volcanes y
poderosos sismos que sugieren profundas fallas que se hunden desde la periferia del océano;
3.
el extenso sistema de crestas oceánicas con su peculiar sismicidad, su flujo térmico elevado,
vulcanismo y fosas axiales que traducían tensiones en la corteza.
La propuesta era que el fondo oceánico se creaba en las crestas oceánicas, se extendía hacia las
fosas oceánicas y luego se introducía bajo éstas en el manto. Entonces, relacionó sus modelos de
fondo oceánico en expansión con la deriva continental, planteando que los continentes eran
transportados en el mismo proceso, el cual estaba dirigido por corrientes de convección del manto
-idea ésta que ya había sido anticipada anteriormente por Holmes y Fisher-. No obstante, la falta
aún de datos que permitieran sostener esta hipótesis de trabajo le hizo rebautizarla con el término
significativo de "geopoesía".
Página
La exploración activa del fondo oceánico en esos años en el Observatorio geológico Lamont de la
Universidad de Columbia, en Nueva York, era llevada a cabo tanto por investigadores partidarios
del estabilismo tradicional (M. Ewing, director) como partidarios de una Tierra movilista (B. Heezen
y N. Opdyke). Así mismo, se debe a Talwani, Le Pichón y Heirtzier una investigación (1965) de las
anomalías magnéticas sobre las crestas de Reykjanes, al sur de Islandia, en la que acababan
rechazando la hipótesis de Vine y Matthews.
46
A pesar de todo ello, en 1963, F. Vine, geofísico británico de Cambridge, retoma la hipótesis de
Hess para explicar las enigmáticas bandas de anomalías magnéticas que se encuentran
paralelamente a la cresta de Carlsberg en el océano Índico. En un principio, la idea de los diferentes
autores interesados en el tema (Raff, Masón, Vacquier, Girdier -que interpretó años antes el mar
Rojo como un nuevo océano incipiente que se está abriendo y que estaría ligado de alguna manera
al sistema de crestas oceánicas de África oriental-golfo de Aden, océano Índico-) apuntaba a que
estas bandas eran debidas a roca imantada y no imantada o a la magnetización inversa y a la
remanente; en todo caso, siempre lejos de relacionar la existencia de inversiones globales con la
expansión del fondo oceánico. La relación fue establecida precisamente por el propio Vine en
colaboración con D. Matthews (Vine y Matthews, 1963: Magnetic anomalies over oceanic ridges.
Nature. 199) y por L. Horley (éste en cartas presentadas en 1963 a Nature y al Journal of
Geophysical Research, en ambos casos con el mismo resultado negativo, y artículo publicado en
1964 en colaboración con Larochelle en la Roy. Soc. Canadá Spec. PubI-, 8). Al propio Vine, sin
embargo, se deben la práctica totalidad de las pruebas presentadas por aquella época para
confirmar la hipótesis. Faltaba por demostrar entonces que las anomalías fueran simétricas a cada
lado de las crestas oceánicas.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
En ese mismo año, Tuzo Wiison y Vine
colaboran en un estudio sobre la cresta de Juan
de Fuca -mar
mar adentro frente a la isla de
Vancouver (figura 40)-,, observando que la
distribución de anomalías magnéticas se
adaptaba allí a la hipótesis de Vine y Matthews,
y calculando, mediante la utilización de la nueva
escala de tiempo de inversión geomagnética de
Cox, Doell y Dalrymple para los últimos 3 m.a.,
la velocidad de expansión del fondo oceánico. A
pesar de las irregularidades de los resultados y
de las dudas planteadas en principio en el
propio Vine sobre su hipótesis, ésta fue
refrendada a finales de ese mismo años gracias
a los nuevos datos aportados por Dalrymple en
una reunión de la Geological Societv of América
en Kansas City.
Figura 40. Registros de anomalías magnéticas en el
noroeste del Pacífico, cerca de las costas de Canadá y
Estados Unidos. Las líneas rectas indican la posición de
las fallas que desplazan los
os registros de anomalías.
Según Vine (1966, fig. 1; en
http://geophysics.eas.gatech.edu/classes/Geophysics/m
isc/Intro_Plate_tectonics.html).
).
El espaldarazo definitivo
efinitivo hubo de esperar a los trabajos del grupo de Lamont en la cresta
Pacífico-Antártica,, en 1966 (perfil Eltanin-19).
Eltanin
Página
Ya que la corteza es demasiado delgada como para presentar la resistencia requerida,
r
creía que
estas placas se habrían de extender unos 100 km. hasta la llamada capa de pequeña velocidad del
manto -la astenosfera-, más débil. La zona relativamente rígida de los 100 km. superiores, que
Morgan denominó tectosfera, se conoce ahora más
más generalmente como litosfera. Aplicó también
el teorema de Euler (figura 41 b) para explicar el movimiento de las placas sobre una superficie -la
terrestre-esférica
esférica y pudo incluso calcular el valor del cambio de velocidad de expansión del fondo
oceánico en distintos lugares basándose para ello en datos del Atlántico.
47
La primera vez que aparece en la literatura el término "tectónica de placas" tiene lugar en 1965 en
un artículo en Nature de J. Tuzo Wilson. La sismicidad, el vulcanismo y las cordilleras y arcos
insulares, las crestas oceánicas y las grandes fallas de movimiento horizontal le permitieron
establecer la existencia de cinturones móviles unidos de manera continua aunque irregular, los
cuales
es dividían la superficie de la Tierra en varias placas anchas y rígidas. Define las fallas
transformantes (figura 41) y presenta un modelo simplificado de la apertura del océano Atlántico
que muestra de qué manera se desarrollan estas fallas. A su vez, el desarrollo teórico completo se
debe a J. Morgan (1968), que extiende el concepto de fallas transformantes a una superficie
esférica y divide la superficie terrestre en 20 bloques rígidos, unos grandes y otros pequeños,
separados por límites de tres tipos:
1)
dorsales oceánicas, donde se crea la corteza oceánica;
2)
fosas oceánicas, donde la corteza se destruye, y
3)
fallas transformantes, donde la corteza ni se crea ni se destruye.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 41. (a) Representación esquemática de la apertura del Atlántico en los términos del concepto de fallas de
transformación, según Wilson (1965, fig. 6). (b) Diagrama que ilustra la aplicación del teorema de Euler a las placas
litosféricas, según Morgan (1968, fig. 4). (c) La geometría esférica de la tectónica de placas: polo de rotación y líneas
de latitud, según Oxburg (1972). Las figuras (a) y (b), tomadas de Hallam (1976, figs. 23 y 30). La figura (c), de
Águeda et al. (1983, fig. 8.15).
Un principio básico de la tectónica de placas es que la cantidad de corteza (mejor, litosfera) creada
en los bordes divergentes de las placas debe ser igual a la destruida en los convergentes, bajo las
fosas, por "subducción". La sismología confirmaba por esta época que bajo las islas del océano
Pacífico se producía la destrucción de la litosfera por subducción, tal y como Hess -y antes Benioff-
Página
El número de placas mayores (seis) es determinado posteriormente por Le Pichón (1968) y se
definen nuevas placas menores. A partir de ese momento, la expresión "deriva de los continentes"
deja de ser adecuada, a pesar de que los continentes se mueven: forman parte de una placa dada y
desde luego "no derivan" a través de los océanos.
48
En este mismo año Heirtzler y sus colaboradores (1968) elaboran una escala cronológica para
acontecimientos magnéticos que llegaba hasta el Terciario, suponiendo velocidades de expansión
constantes. Simultáneamente, se inicia el programa JOIDES ("Joint Oceanographic Institutes Deep
Earth Sampling" Programme) con ayuda del barco Glomar Challenger y equipos multinacionales de
científicos, pudiéndose obtener testigos de más de 1000 m de longitud bajo 6000 m de agua. Se
encontró que la edad de los sedimentos existentes directamente sobre la capa basáltica aumentaba
al alejarse de la dorsal Atlántica, implicando una velocidad de separación de 2 cm/año, lo que venía
a confirmar la escala cronológica de Heirtzler. El grupo del Glomar Challenger pudo determinar que
los sedimentos más antiguos del Pacífico eran del Jurásico Medio a Superior y se encontraban en el
NW del océano; en el caso del Atlántico, situados al W, eran, igualmente del Jurásico Medio a
Superior.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
había previsto. Esto dio lugar al reconocido artículo de Isacks, Oliver y Sykes1, entre cuyas
aportaciones cabe destacar la reconocida "figura 1", que ilustra esquemáticamente los conceptos
fundamentales en la emergente teoría de la tectónica de placas (figura 42).
Las pruebas a que a partir de entonces se sometió la nueva teoría no hicieron sino reforzarla y, en
todo caso, enriquecerla, modificándola allí donde era preciso para hacer de ella un nuevo
paradigma en el sentido de Kuhn. Implicó ello la explicación de numerosas consecuencias de
naturaleza diversa (magmáticas, orogénicas, paleobiogeográficas, evolutivas, etc.) que revitalizaron
el panorama de las Ciencias de la Tierra.
Pero la historia no acaba aquí. Continúa con las aportaciones de diverso signo, tanto partidarias
como encarnizadamente adversarias, en un debate cada vez más favorable a las primeras, en
particular merced a datos tan significativos como los aportados por proyectos de investigación
como el franco-americano proyecto FAMOUS de investigación de los fondos submarinos, o las
determinaciones de la velocidad de los movimientos relativos de los continentes obtenidas por el
satélite LAGEOS.
3.2. La tectónica de placas: fundamentos y argumentos.
•
•
•
•
Página
•
La existencia de un canal de baja velocidad en el manto superior. Este canal es una capa de
baja rigidez (viscosidad de 1020 poises), la astenosfera, que se comportará plásticamente, en
contraste con la litosfera, que es un millón de veces más rígida (1026 poises).
La litosfera está dividida en fragmentos (placas litosféricas) separados por cinturones lineales
tanto sísmicos (figura 43) como volcánicos (figura 44).
En términos de tiempo geológico, la litosfera oceánica es un sistema que se recicla a gran
velocidad, ya que está siendo continuamente producida y destruida. Tras su creación, que
tiene lugar en las dorsales oceánicas (bordes constructivos de placa), la litosfera oceánica se
separa de éstas (extensión o expansión del fondo oceánico) hasta llegar a los bordes
destructivos de placa (zonas de subducción) marcadas por una trinchera oceánica donde es
destruida mediante subducción (introducción por debajo) u obducción (cabalgamiento)
respecto a otra placa.
En este transporte, los continentes son pasajeros de las placas litosféricas, y pueden
colisionar entre sí cuando llegan a reunirse en las zonas de subducción. Las interacciones
continuas de las placas (que explican que sus bordes sean sísmicos) incluyen una tercera
modalidad: el deslizamiento lateral de una placa respecto a otra en los bordes pasivos de
placas; son las fallas transformantes.
Esta dinámica implica conceptos sencillos de geometría esférica (ver figura 41). Los
movimientos de las placas litosféricas están, así, interrelacionados en todo el planeta, lo que
ha permitido la acuñación del término tectónica global para referirnos a la interpretación en
el globo terrestre de la totalidad de los procesos geológicos en el marco de la tectónica de
49
A lo largo de las páginas anteriores hemos podido comprobar que la tectónica de placas es una
teoría fundamental en la manera de expresar la evolución geodinámica del globo terrestre. Varios
son los puntos en los que se apoya esta teoría:
1
Isacks,B.; Oliver,J. y Sykes,L.R. (1968); Seismology and the new global tectonics. J. geophys. Res., 73:585-599.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
•
placas.
Aunque casi toda la actividad geológica interna se produce en los bordes de placa, esta regla
tiene dos excepciones: cuando una colisión es muy importante, la deformación puede afectar
más allá del propio borde destructivo de la placa, abarcando a la totalidad de las placas.
Además, la existencia de volcanes activos lejos de los bordes de las placas ha forzado al
reconocimiento de la existencia de focos térmicos independientes de aquéllos (puntos
calientes), que son provocados por el ascenso de un penacho de material caliente (plumas
térmicas) desde la base del manto terrestre y que, en superficie terminan desarrollando un
volcán activo (Hawaii, p. ej.). Sin embargo, los puntos calientes no son exclusivos del interior
de las placas, pudiendo estar situados también en un borde de placa, si se trata de un borde
constructivo, la extensión del fondo oceánico transportará el material volcánico depositado
en las dos placas formando un reguero doble, con una cresta volcánica a cada lado del borde
de placas, como ocurre con las dorsales asísmicas de Río Grande y de Walvis, al oeste y al
este, respectivamente de la dorsal atlántica meridional, si el punto caliente está situado lejos
del borde de una placa móvil, dejará una sola
cresta (sistema Hawaii-Emperador, p. ej.).
•
En una zona de subducción, el calor surgido hacia la superficie (debido a fricción, a
compresión de placa, a densificación de sus minerales,...) puede hacer que la litosfera se
torne dúctil, llegando incluso a fundirla parcialmente; se crearía así un borde constructivo
Página
Figura 43. Sismicidad global: epicentros de 15.966 terremotos de magnitud 4'5 a 5'5 ocurridos desde 1965 a 1975 a
profundidades menores de 700 km. Datos del NOAA recopilados por Hutchinson y Lowman y recogidos por Lowman
(1981).
50
Figura 42. Diagrama explicativo de la tectónica de
placas. Según Isacks, Oliver y Sykes (1968), en Hallam
(1976, fig. 33).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
satélite, cuya actividad podría llegar a separar del continente su borde. Esta extensión tras
arco (figura 45), documentada en varios mares interiores de Asia, como el mar de la China o
el del Japón, ha sido definida como el cuarto proceso básico en tectónica de placas, tras los
de construcción, destrucción y deslizamiento.
Los principios anteriormente enunciados, tomados y adaptados de Anguita y Moreno (op. cit.} son
el resultado de un conjunto de argumentaciones diversas que tienen su punto de partida en las
aportadas por Wegener en el primer tercio de este siglo y que ya se han comentado anteriormente
(apartado 3.1.2.2.; págs. 34 y sigs.).
Página
Figura 45. El proceso de extensión tras-arco. Figuras de http://en.wikipedia.org/wiki/Back-arc_basin.
51
Figura 44. Tectónica global y actividad volcánica en el último millón de años. Recopilado por Lowman (1997). Imagen
procedente de http://denali.gsfc.nasa.gov/research/lowman/Lowman_map1_lg.jpg.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Si los mayores detractores en su momento de las ideas movilistas que este autor auspiciaba fueron
entonces los geofísicos, las primeras y más concluyentes pruebas aportadas para apoyar la nueva
concepción global del planeta eran las que los geofísicos traían. Una revisión interesante de algunas
de estas pruebas -referidas a los bordes de las placas litosféricas, a la orogénesis y al vulcanismo o a
la deriva continental es aportada por Udías y Mezcua (1997, págs. 421-441). Indudablemente, es el
estudio del magnetismo remanente en las rocas la prueba más sostenible al respecto.
Más atrás (apartado 2.2.3.) se ha abordado el estudio del campo magnético terrestre como
introducción para aportar ideas acerca de la naturaleza profunda de los materiales terrestres y su
dinámica. A continuación, se extiende este estudio para establecer las pruebas de la tectónica de
placas.
Algunas substancias sufren una imantación cuando son sometidas a un campo magnético; es decir,
desarrollan su propio campo magnético. Se llaman substancias ferromagnéticas a aquéllas que se
imantan de modo que su extremo próximo al polo N del campo externo se convierte en polo S del
imán que se forma en ellas, y viceversa. Son ejemplos de este comportamiento metales tales como
el Fe, el Ni, el Ti y el Co y minerales como la magnetita, la hematites, la ilmenita o la titanita.
Substancias paramagnéticas son las que se imantan como las anteriores, pero muy débilmente. Las
substancias diamagnéticas, en cambio, serían las que se imantan en sentido contrario a las
ferromagnéticas: el extremo próximo al polo N se imanta como polo N, por lo que serán repelidas
por el campo magnético externo. Ejemplos de estas últimas son metales como el Cu, el Pb, la Ag, el
Au y fluidos como el agua y el CO2. La imantación diamagnética suele ser de muy débil intensidad.
Las rocas contienen a menudo minerales ferromagnéticos; los principales de ellos suelen ser la
magnetita, la titanomagnetita, la hematites y la titanohematites. Estos minerales pueden imantarse
debido al campo magnético terrestre existente en un momento dado. El magnetismo que
adquieren se denomina magnetismo natural remanente (NRM) y puede permanecer siempre que
la roca no sufra otro campo magnético de igual o mayor intensidad y sentido contrario o que se
caliente.
La determinación del campo magnético en una roca de determinada edad nos dice en qué dirección
se encontraba el polo N magnético y, gracias a su inclinación magnética, a qué distancia
Página
En consecuencia, las rocas volcánicas, que salen a la superficie a temperaturas muy superiores al
punto de Curie y se enfrían rápidamente, adquieren una magnetización intensa que depende del
campo magnético terrestre en ese punto en el momento de su efusión, con la ayuda de aparatos
sensibles (magnetómetros), se puede medir la magnetización de las rocas y deducir como era el
campo magnético en el momento de su efusión. Como, además, se pueden datar las rocas
radiométricamente, podemos llegar a conocer el tipo de campo magnético en la antigüedad. El
estudio del campo magnético terrestre en el pasado se denomina paleomagnetismo y su utilidad
-excepcionalmente en el desarrollo de la tectónica de placas- es extraordinaria.
52
Las substancias imanadas pierden su imantación por encima de una temperatura determinada
(punto de Curie), que es de alrededor de 500°C para las rocas. Una roca que esté a mayor
temperatura y se enfríe, al pasar justo por debajo del punto de Curie adquiere una magnetización
que es mucho más intensa que el NRM; se produce así el magnetismo termorremanente (TRM).
Éste se adquiere a partir del campo magnético terrestre y la intensidad con que se imanan las rocas
es menor que la del propio campo. No obstante, es muy superior en intensidad al NRM y no se
borra con un campo igual y de sentido contrario a no ser que las rocas estén de nuevo cerca de su
punto de Curie; esto es, a menos que se calienten y se encuentre camino de una nueva fusión.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
aproximada. Varias determinaciones en rocas de igual edad en puntos separados de un continente
nos dan varias direcciones que convergen en un punto, lo que ayuda a precisar mucho la posición
de los polos en ese tiempo, para esa edad. Cuando se estudian rocas de distintas edades se van
obteniendo una serie de posiciones de los polos que, una vez unidas, dan una curva que se conoce
como deriva polar aparente. La figura 37 muestra un ejemplo de este tipo de curvas, utilizadas en
su momento como prueba para argumentar la deriva de los continentes.
Podría pensarse que esa curva representa la posición absoluta del polo, que ha cambiado a lo largo
de la historia, mientras que el continente se mantenía fijo. No obstante, cuando se trazan las curvas
de deriva polar para varios continentes se ve que no coinciden en absoluto (figura 36). Como no
puede pensarse que cada continente tenía sus propios polos magnéticos, hay que admitir que lo
que se ha movido no son los polos, sino los continentes respecto a éstos. Por eso las curvas de
deriva se llaman "aparentes" y por eso es tan importante el paleomagnetismo: suministra una
prueba absolutamente objetiva de la deriva continental, ayudando a reconstruir la posición de los
continentes en el pasado.
Otra utilidad del estudio del paleomagnetismo en las rocas viene dado porque las inclinaciones
magnéticas registradas en éstas se mantienen siempre que esas rocas no hayan sido deformadas ni
se calienten por encima del punto de Curie; ello permitirá calcular sus paleolatitudes aun en el caso
de que los continentes hayan girado. Las orientaciones de un continente en la antigüedad se
calculan a partir de la dirección de los paleopolos. No pueden calcularse paleolongitudes porque lo
que se obtiene es la orientación y la latitud, pero el continente en cuestión pudo estar, en principio,
en cualquier longitud dentro de esa latitud. Para calcular paleolongitudes se utilizan criterios
adicionales como conocimientos sobre las posiciones relativas de los continentes entre sí y con
respecto a los océanos.
Se observa en este caso y en muchos otros que la inversión se
realiza de modo que el campo magnético terrestre disminuye
su intensidad y, al mismo tiempo, cambia la posición de los
Página
Figura 46. Magnetismo remanente de una serie vulcano-sedimentaria del
Terciario de Japón mostrando una inversión del campo magnético en las
capas inferiores.
53
Además de indicar en qué dirección se encontraban los polos y, aproximadamente, a qué distancia,
las determinaciones paleomagnéticas permiten determinar dónde estaban el N y el S magnéticos.
Se observó enseguida que algunas determinaciones indicaban que los polos magnéticos no siempre
se encontraban en la misma posición, sino que se habían producido inversiones. La figura 46 es un
croquis de una serie vulcano-sedimentaria del Terciario en el Japón con la orientación de las líneas
de flujo marcada por flechas, cuya longitud es proporcional al
magnetismo remanente. Las flechas apuntan al polo N
magnético. El campo magnético actual está representado por
las flechas superiores y puede observarse que las capas
inferiores muestran la misma inclinación magnética pero con la
polaridad invertida. Como en el corto intervalo de tiempo
transcurrido entre la formación del muro y del techo de la serie
no puede aceptarse la idea de que Japón girase 180°, hay que
admitir que se produjo la inversión de la polaridad del campo
magnético terrestre.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
polos y, después, aumenta de nuevo a la vez que la posición de los polos vuelve a ser
aproximadamente la misma. La inversión se realiza de forma relativamente rápida, en unos pocos
miles de años y, una vez efectuada, el campo permanece con su polaridad estable durante varios
centenares de miles de años. La media de los períodos normales, es decir, con la polaridad actual,
es de unos 420.000 años, y la de los periodos inversos de 480.000. Sin embargo, el actual período
normal dura ya 700.000 años, lo que puede indicar que un cambio esté próximo. Dentro de los
períodos también se registran algunas inversiones cortas, de unos 10.000 años de duración.
Se observa en este caso y en muchos otros que la inversión se realiza de modo que el campo
magnético terrestre disminuye su intensidad y, al mismo tiempo, cambia la posición de los polos y,
después, aumenta de nuevo a la vez que la posición de los polos vuelve a ser aproximadamente la
misma. La inversión se realiza de forma relativamente rápida, en unos pocos miles de años y, una
vez efectuada, el campo permanece con su polaridad estable durante varios centenares de miles de
años. La media de los períodos normales, es decir, con la polaridad actual, es de unos 420.000 años,
y la de los periodos inversos de 480.000. Sin embargo, el actual período normal dura ya 700.000
años, lo que puede indicar que un cambio esté próximo. Dentro de los períodos también se
registran algunas inversiones cortas, de unos 10.000 años de duración.
Las corrientes ciclónicas, a su vez, no son estables, sino que cambian lentamente pero de forma
continua, por lo que el campo magnético se modifica: a veces se mueven de forma que el campo
Página
La figura 47 muestra la historia del campo magnético desde el Cretácico Superior hasta nuestros
días, con las franjas en negro representando la polaridad actual y la blancas la inversa. El cambio de
polaridad debe tener que ver con cambios en las corrientes dentro del núcleo externo. El hecho de
que la situación de los polos se mantenga aproximadamente igual aunque se invierta su polaridad
se debe a que las corrientes están en gran parte condicionadas por el movimiento del núcleo
interno, sólido, con respecto al manto inferior, que se comporta como un fluido de enorme
viscosidad, casi un sólido. El movimiento está relacionado con la rotación diurna de la Tierra y
probablemente se debe a un cierto retraso en la rotación del núcleo interno con respecto al manto,
que es favorecido por la baja viscosidad relativa del núcleo externo. La causa del retraso, o
precesión, parece encontrarse en que la elipticidad del núcleo interno es diferente de la de la Tierra
en su conjunto. La atracción solar y lunar produce entonces una especie de frenado en el núcleo,
que no es ni una esfera ni un elipsoide aplastado perfecto, y que puede moverse bastante
libremente en el interior. Esto genera corrientes toroidales o ciclónicas -ver pág. 8- en el núcleo
externo, con el eje de las espirales orientado aproximadamente en una dirección N-S. El retraso en
el giro del núcleo es responsable además de la variación secular del campo magnético, con su giro
de unos 0'18° por año. Aparentemente, el ecuador del núcleo interno gira hacia el oeste varios
metros al día con respecto a la superficie de la Tierra.
54
Figura 47. Historia del campo magnético terrestre desde el Cretácico Superior. En negro, períodos de polaridad
normal; en blanco: períodos de polaridad invertida. Tomado y resumido de Uyeda (1980, fig. 4.14).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
magnético que crea se suma al existente y a veces de forma que se restan. En este último caso, el
campo magnético va disminuyendo en intensidad hasta desaparecer. A partir de ese momento, el
campo magnético que se crea es de polaridad opuesta y va aumentando en intensidad por el
mecanismo de la dinamo autoexcitable, hasta que alcanza un valor más o menos estable durante
un cierto intervalo de tiempo.
Las inversiones en el campo magnético fueron descubiertas hacia 1950 y, en 1958, Masón y Raff
comprobaron la existencia de anomalías magnéticas en bandas paralelas en el fondo de los
océanos. No sólo las bandas eran aproximadamente paralelas entre sí, sino que se distribuían
simétricamente a ambos lados de unas curiosas cordilleras submarinas que se acaban de descubrir
recientemente y se denominan dorsales oceánicas ("ocean rídges"). La figura 40 muestra las
anomalías positivas (en negro) y negativas (en blanco) alrededor de las dorsales de Juan de Fuca
(línea B-C) y Cordillera Gorda (línea D-E), que son segmentos de la gran dorsal del Pacífico y se
encuentran en la costa del Pacífico, entre Canadá y los EE.UU. La figura 48 representa en el centro
un fragmento de las anomalías magné-ticas en la dorsal de Juan de Fuca. Debajo se muestra un
perfil del campo magnético en una transversal donde se aprecia una serie de máximos (ano-malías
positivas) y de mínimos (anomalías negativas). Dado que el fondo de los océanos está constituido
por rocas volcánicas basálticas debajo de una delgada capa de sedimentos, las anomalías deben
estar relacionadas con la magnetización remanente de las rocas volcánicas. Allí donde la
magnetiza-ción se produjo en un campo magnético como el actual, ambos se suman, dando una
anomalía positiva, mientras que donde la magnetización se produ-jo en un campo magnético
invertido, el campo magnético remanente se resta del
actual produciendo una anomalía negativa.
Página
Hemos visto ya que en 1962, R.S. Dietz introdujo el
concepto de la expansión del fondo oceánico (véase
apartado 1.3.1.4; página 54) basándose en una idea
original de H.H. Hess. Dado que las anomalías se
distribuían simétricamente en bandas paralelas y de la
misma anchura a ambos lados de las dorsales y que se
sabía que cada varios cientos de miles de años se
producían inversiones en la polaridad magnética, Hess
intuyó que la corteza de los océanos se formaba de
manera continua en las dorsales. El proceso se debería
a que en las dorsales, el manto peridotítico salía a la
superficie y se hidrataría serpentinizándose, lo que no
es correcto, como se verá más adelante. Pero lo más importante es que, una vez formada, la
corteza se irá separan-do progresivamente de la dorsal, a medida que se forma nueva corteza
oceánica en ella y, en cada momento, se imantaría según la polaridad del campo magnético. La
figura 49 representa el modelo de Hess, en tanto que la 50 muestra gráficamente cómo se
produciría la formación de corteza en la dorsal a partir del material del manto, así como el
alejamiento progresivo que sufre la corteza recién creada hacia los lados de la dorsal. También se
ilustra con bandas negras y blancas las anomalías magnéticas producidas por las inversiones
periódicas del campo terrestre. Aunque Hess llegó a su conclusión de una forma perfectamente
55
Figura 48. Fragmento de las anomalías de la dorsal de Juan de
Fuca y perfil. Tomado de Martínez Catalán (2001-02): Apuntes
de Geología Estructural y Dinámica Global. Univ. de Salamanca.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
científica, las consecuencias de la misma le asustaban un poco, por lo que él mismo se defendía
cuando explicaba su modelo diciendo que era "geopoesía".
Figura 49. Interpretación de Hess (1962) de la expansión del
fondo marino desde la cordillera central de los océanos.
Tomado de Martínez Catalán (op. cit.).
Según el modelo, la corteza oceánica debía ser
muy joven cerca de las dorsales y más vieja lejos
de ellas, lo que enseguida se pudo comprobar. El
conjunto de imágenes de la figura 51 muestra la
comprobación de esta hipótesis en las rocas más
antiguas de las islas del océano atlántico (fig. 51a)
y en los resultados del Proyecto de dragado de los
fondos marinos (DSDP: "Deep See Drílling Project”)
en un conjunto de estaciones -marcadas con
números- situadas en un corte transversal de la
dorsal atlántica a una latitud aproximada de 30°
Sur. Igualmente, la imagen (c) permite comprobar
que la corteza oceánica formada durante el
Terciario y el Cuaternario (más joven de 65 Ma; en
gris) se sitúa inmediatamente a cada lado de las
principales dorsales; las líneas negras paralelas a
la dorsal son isócronas, es decir, líneas que unen
puntos de la corteza oceánica de igual edad,
dibujadas a intervalos de 10 Ma. Puede apreciarse
que en el Atlántico están más próximas entre sí que
en el Pacífico, lo que implica que la litosfera de aquel
océano se crea más lentamente que la de éste. La
expansión del suelo oceánico ("ocean floor
spreading") explicaba por primera vez de una manera
comprensible la deriva continental, de modo que los
continentes se comportaban como meros pasajeros
sobre una litosfera que los iba desplazando desde
unos bordes -los de expansión- hasta otros -los de
destrucción-.
Página
Incluso, una vez demostrada la expansión del fondo
oceánico y el subsiguiente desplazamiento
continental, se comprenden algunos de los más
intrincados misterios del Reino Animal que, a su vez,
pueden ser utilizados como argumentos en favor de
la nueva teoría. Se entiende ahora la extraña
migración que anualmente efectúa el frailecillo
oceánico desde el Polo Sur al Polo Norte, pues va
56
Figura 50. Creación de la corteza oceánica en las dorsales y
adquisición de un magnetismo termorremanente, representado
por medio de bandas, que produce las anomalías simétricas
con respecto a la dorsal. Tomado de Uyeda (1980; fig. 3.3).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 51. La edad de las rocas basálticas de los fondos oceánicos; (a) en las rocas más antiguas de las islas
atlánticas; (b) los resultados del DSDP; (c) la corteza oceánica más joven de 65 Ma (en gris) en los océanos de la
Tierra; isócronas cada 10 Ma. Los esquemas (a) y (b), tomados de Uyeda (1980, figs. 3.2 y 3.13).
Página
57
saltando (figura 52a) desde la Antártida a la Patagonia; atraviesa luego el Atlántico hasta llegar a
Sudáfrica y vuelve de nuevo a atravesarlo varias veces en un sentido y otro para ir recalando
sucesivamente en Brasil, África Ecuatorial y Norteamérica. Sus paradas de descanso fueron
heredadas de sus antepasados, que realizaban una migración por el camino más corto (figura 52b)
y fueron mantenidas generación tras generación pese a la disgregación del Pangea. Y como éstas,
existen otras pruebas del mismo tipo que son las unas argumento de la tectónica de placas y de la
deriva continental y éstas consecuencia de las otras.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 52. Migración anual del frailecillo oceánico (a) y su causa (b). Tomado de Martínez Catalán (op. cit.).
Otras pruebas de naturaleza diferente a las ya reseñadas a lo largo de este documento pueden ser
consultadas en el texto de Anguita y Moreno (1991, apartado 1.5, págs. 23 a 33), a las cuales nos
remitimos.
3.3. La tectónica de placas: placa litosférica y bordes de placa litosférica.
Una vez establecido el mecanismo por el que los continentes se separan, surge inmediatamente el
problema del mantenimiento del perímetro de la Tierra: si se crea litosfera de manera continua, la
corteza debe ser destruida en algún sitio para mantener el perímetro constante.
Los geofísicos Wadati y Benioff habían descubierto en los años cincuenta que los focos de los
terremotos producidos en las profundas fosas oceánicas ("trenches") que bordean el Pacífico se
distribuían en profundidad en una banda cuya inclinación era de unos 45° y que alcanzaba una
profundidad de 700 km (figura 53). Poco antes, Gutenberg y Richter habían sugerido que las fosas
se debían a cabalgamientos, pero ahora quedaba claro que no eran cabalgamientos normales, sino
las zonas donde la corteza se destruía introduciéndose en el manto. En realidad, el buzamiento
(inclinación) de la zona en la que se localizan los focos varía de unos 20°, como es el caso de la fosa
de Perú-Chile, hasta los 90° de las islas Marianas. Se denominan zonas de Benioff o de
Wadati-Benioff a estas zonas donde se consume la litosfera oceánica creada en las dorsales.
Página
La deriva de los continentes, pues, se explica a partir de dos mecanismos combinados: se crea
litosfera oceánica en las dorsales y se destruye en las zonas de subducción. Y comoquiera que lo
que se mueve no son sólo los continentes, sino toda la litosfera en su conjunto, que no se comporta
además como un "todo-uno", sino como un conjunto de piezas de puzle encajadas unas entre
otras, en las que los contactos vienen dados por dorsales y zonas de subducción, entre otros tipos
de bordes -ver más adelante-, piezas a las que denominamos por su naturaleza placas litosféricas,
58
También se conocen como zonas de subducción, en donde este último término viene a significar
que algo es conducido hacia abajo.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
la teoría que permite explicar las relaciones dinámicas entre todas ellas recibe el nombre de
tectónica de placas.
Figura 53. Localización de los focos de los terremotos bajo arcos de islas activos y márgenes continentales de tipo
pacífic: su disposición define la inclinación de la zona de Wadati-Benioff, también llamada zona de subducción. Ver
explicación en el texto. Tomado de Martínez Catalán (op. cit.).
En esta teoría, el movimiento se explica que se produce sobre la astenosfera, que comienza donde
lo hace el canal de baja velocidad del manto superior, en una zona donde las rocas se encuentran
en un estado comparable a un líquido muy viscoso-un sólido con capacidad de fluir. Las placas, en
este modelo, vienen a ser estrictamente fragmentos de litosfera terrestre cuya forma es la de un
casquete esférico de forma irregular, que se mueven sobre la astenosfera. Su espesor es el de la
litosfera y varía, como es lógico, según se trate de litosfera continental o de litosfera oceánica,
entre los 200 y los 40 km.
Página
El movimiento de las placas, su creación y destrucción o el deslizamiento de unas junto a otras,
configuran, junto con las consecuencias de todo ello lo que se conoce como nueva tectónica
global. En la actualidad se reconoce la existencia de 7 grandes placas (Pacífica, Antártica,
Sudamericana, Norteamericana, Euroasiática, Africana, Indoaustraliana) y varias placas menores
(Nazca, Cocos, Arábiga, Filipina, Caribeña, de Juan de Fuca o Farallón, Scottia, Turca, Iraní, etc.); sus
límites son las zonas de mayor actividad sísmica del planeta por lo general. La mayor parte de ellas
59
La figura 54 muestra un mapa conceptual del marco teórico de la tectónica de placas, con
indicación de sus causas en origen, como de los elementos propios de dicha teoría. Igualmente, a la
derecha, se representan algunas de las consecuencias de la tectónica de placas, de las que nos
ocuparemos más adelante.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
incluyen litosfera tanto oceánica como continental. Sólo la Pacífica carece de litosfera continental.
Figura 55. Mapa de las placas litosféricas y sus bordes respectivos. Figura tomada de
http://www.granadanatural.com/imagenes/blog_articulos/mapa_de_las_placas_tectonicas_terrestres.jpg.
Página
60
Figura 54. Mapa conceptual de la tectónica de placas.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Las zonas donde se ponen en contacto dos placas se denominan bordes o límites de placa. Éstos
pueden ser de dos tipos: activos y pasivos. Según el concepto original, los bordes activos
representaban aquéllos en los que se generaba estrictamente el movimiento de las placas, bien
creación (bordes divergentes), bien destrucción (bordes convergentes); los bordes pasivos, las
fallas transformantes, como su nombre señalaba, pretendía recoger la idea de que en ellos las
placas se deslizaban una sobre otra como respuesta al movimiento combinado de los activos. Los
bordes divergentes estaban representados en los océanos por las dorsales oceánicas y en los
continentes por los rift continentales. Los bordes convergentes, a su vez, estarían representados
por las zonas de subducción, cuando una litosfera se consume por debajo de otra, y por las zonas
de colisión, cuando los fragmentos litosféricos enfrentados, al ser de igual densidad, no puede
subducir uno debajo de otro y, entonces, chocan, colisionan simplemente. La figura de Isacks y
colaboradores (figura 42) recoge gráficamente estos bordes: donde las flechas en la superficie se
separan generan los bordes divergentes; donde las flechas coinciden, los bordes divergentes.
Donde dos flechas paralelas muestran sentido distinto al lado de una fractura representan las fallas
transformantes.
3.3.1. Los bordes divergentes
Como ya se ha señalado, están representados por las dorsales y por los rift continentales.
Las primeras son unas alineaciones montañosas alargadas en cuyo centro se produce la creación de
litosfera oceánica y la consiguiente expansión del suelo marino. Forman una red de unos 60.000 km
de longitud y su presencia ocupa la tercera parte de la superficie del fondo de los océanos, dando
lugar a abombamientos que elevan aquél desde los 5.500 m de profundidad media de las llanuras
abisales colindantes a los 2.500-3.500 de la crestería de la dorsal medioatlántica. La anchura
promedio de su área de influencia topográfica es de 1.000 a 3.000 km.
En el centro del abombamiento existe una especie de valle alargado y profundo (rift valley) que no
es otra cosa que una fosa tectónica limitada por una serie de fallas directas o normales (figura 56).
su anchura es de unos 20 a 30 km y su profundidad con respecto a los bordes es de varios cientos
de metros. La exploración mediante minisubmarinos de estas morfoestructuras ha permitido
constatar que las dorsales lentas, como la del Atlántico, que crean litosfera oceánica a un ritmo de
1-2 cm/año, tienen valle de rift, pero que las rápidas como la del Pacífico oriental, con velocidades
de expansión de hasta 18 cm/año, carecen de él.
Página
En las dorsales rápidas, las lavas almohadilladas son más escasas, siendo frecuentes las lavas muy
fluidas (lavas pahoehoe), que cubren grandes extensiones y rellenan irregularidades en la
topografía submarina. Eso indica que su emisión se produjo a mayor temperatura. Muy típicas de
estas dorsales son las surgencias hidrotermales, emanaciones de agua caliente (entre 60 y 400°C),
alrededor de las cuales se concentra una intensa vida animal que incluye unos característicos
gusanos tubícolas alargados, crustáceos y moluscos bivalvos. Las surgencias más calientes llevan en
disolución gran cantidad de sulfuros, lo que les da el aspecto de fumarolas de humo negro.
61
En el rift de las dorsales lentas e intermedias se encuentran volcanes, lavas basálticas recientes, y
fallas y grietas igualmente recientes. Entre los basaltos, son típicas las denominadas lavas
almohadilladas, masas esferoidales más o menos aplastadas que se forman al salir la lava por una
grieta en forma de grandes gotas aisladas que se van superponiendo unas a otras. Otra forma típica
de las lavas es en "dedos de guante", especie de tubos curvos que se forman al desparramarse la
lava desde los puntos de emisión. La lava debe salir al exterior a unos 1200°C.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 56. Formación de corteza oceánica en una dorsal. Obsérvese la geometría de fosa del rift y los diferentes
lechos o capas de la corteza. De Francheteau (1983, fig. 4).
Algunos rasgos geofísicos propios de estos ambientes (figura 57) son recogidos por Udías y Mezcua
(1997); incluyen elevado flujo térmico y anomalías gravimétricas (anomalías de Bouguer) negativas
en la zona del rift, en tanto que en los márgenes del mismo la tendencia es a la recuperación de las
condiciones propias de anomalía positiva típica de las áreas oceánicas. El flujo térmico, medido en
unidades de flujo térmico (HFU), que en los continentes y en los océanos oscila entre 1 '4 y 1 '5
HFU, en las dorsales es de 3 a 10 veces mayor; lo mismo
ocurre con el gradiente geotérmico, que es de unos
300°C/km.
Página
La anomalía de Bouguer se interpreta como debida
fundamentalmente al estado en que el manto subyacente,
afectado por la descompresión debida a las grietas
existentes y a la inyección de agua marina, tiene rebajado
el punto de fusión de las rocas, lo que se traduce por un
aumento creciente de volumen y, por lo tanto, por una
disminución del mismo rango en la densidad; como la
aceleración de la gravedad depende directamente de este
parámetro, la pérdida de densidad debe ser lo
suficientemente eficiente como para afectar de ese modo a
la aceleración gravitatoria.
62
Figura 57. Esquema de una dorsal oceánica y curvas de anomalías
gravimétrica y magnética y de flujo térmico. Según Udías y Mezcua
(1997, fig. 22.5).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Otra observación al respecto viene dada de la forma suave de la curva, que indica la deficiencia de
masa que se extiende a bastante profundidad, aumentando el grosor de la astenosfera bajo el eje
de la dorsal, sin que exista una verdadera raíz cortical que corresponda a la altura entre 3.000 y
4.000 m de la cresta oceánica sobre los fondos abisales. En cuanto a las anomalías de aire libre, son
suaves, positivas o prácticamente nulas, indicando que, en efecto, la elevación de la dorsal está
compensada isostáticamente.
Estas observaciones gravimétricas muestran que el mecanismo responsable de estas cadenas
submarinas es de distinto carácter del de las cordilleras en los continentes, cuyas alturas están
compensadas isostáticamente con mayores grosores corticales. La compensación de las dorsales
oceánicas es más profunda, afectando a toda la astenosfera con contrastes muy pequeños de
densidad. Debajo de ellas, la litosfera es delgada (menos de 50 km) y va engrosando a medida que
se separa de su eje.
En cuanto a los datos sísmicos, éstos muestran una distribución de los epicentros a lo largo de una
franja estrecha que sigue el eje de la dorsal, con sismos de magnitud moderada (menos de 6'5) y
una profundidad superficial (menos de 30 km). Estas alineaciones marcan, con asombrosa
exactitud, la situación de las zonas de expansión a lo largo de la superficie de los océanos. El
mecanismo de los terremotos es predominantemente de fallas directas, correspondiente a
esfuerzos tensionales horizontales y perpendiculares al eje de las dorsales. Las superficies de falla
buzan hacia el valle central y se distribuyen a ambos lados del mismo y constituyen las estructuras
tectónicas propias de ambientes sometidos a esfuerzos distensivos como los que contribuyen a la
fragmentación de los continentes y a desarrollar en el margen continental originado, como se verá
más adelante al hablar del ciclo de Wilson, bloques de falla que se hunden progresivamente tanto
más cuanto más se adentran en el océano que se abre entonces allí.
Página
La litosfera mantélica por debajo del rift es muy delgada y consiste en unos pocos kilómetros de
rocas harzburgíticas (rocas compuestas por divinos magnesianos y un ortopiroxeno también rico en
este metal). Ello se debe a que esta zona tiene un gradiente geotérmico elevado y, por lo tanto, una
temperatura elevada a poca profundidad. Lo que diferencia esta parte de la litosfera de la
astenosfera no es la composición química o mineralógica, sino su diferente comportamiento ante
los esfuerzos, causado por la diferencia de la temperatura. Se suele admitir que el límite entre la
63
El conjunto de procesos que contribuyen a la formación de la litosfera oceánica en las dorsales
combina la fusión parcial del manto en la zona central de la dorsal y el ascenso de los magmas
basálticos producidos con el hecho de que la propia litosfera ya creada se va separando
progresivamente. Por debajo del rift existe una o varias cámaras magmáticas (figura 56). Parte del
magma sale al exterior al separarse la litosfera formando las lavas, si bien una parte rellena fisuras
formando los diques y otra se solidifica en la misma cámara magmática, formando los gabros del
nivel 3 (véase figura 11a) de la corteza oceánica. La separación abre continuamente las grietas, de
modo que los diques son abiertos después de solidificarse para dar cabida a otros nuevos. Debido a
las altas temperaturas y a la presencia de agua, que se filtra por las fracturas, la litosfera oceánica
recién formada puede sufrir transformaciones metamórficas. Este metamorfismo, de fondo
oceánico, es típicamente de grados muy bajo y bajo, aunque en el nivel 3 y en el subyacente (nivel
4, ya por debajo del Moho, con velocidades para las ondas P de 8'1 km/s) se puede alcanzar el
grado medio. Es siempre de baja presión, debido al elevado gradiente geotérmico, y, a menudo, se
describe como hidrotermal debido a la influencia que en él ejerce la circulación de agua muy
caliente.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
litosfera y la astenosfera se sitúa en la isoterma de los 1.200°C. Por debajo de ésta, es decir, a más
temperatura, las rocas se comportan como un líquido viscoso a largo plazo, aunque para las ondas
sísmicas son un sólido en el que su velocidad es 1 km/s menor que en las inmediatamente
superiores. A medida que las rocas se alejan del rift, se van enfriando, lo que hace que la isoterma
de 1.200°C esté cada vez a mayor profundidad. Lo que sucede en realidad es que rocas
astenosféricas se van incorporando a la litosfera y ésta es cada vez más gruesa.
Como la litosfera mantélica está más fría que la astenosfera, pesa más. Ello explica que el fondo
oceánico descienda unos 3.000 m desde el rift hacia las llanuras abisales. La ecuación que relaciona
la profundidad del fondo oceánico en metros con la edad de la corteza en millones de años, válida
para cortezas de hasta 70 Ma es:
= 2500 + 350√"
A partir de esta edad, la litosfera aumenta de grosos mucho más lentamente. El descenso del fondo
oceánico con la edad de la corteza explica la existencia de unos curiosos edificios volcánicos
troncocónicos denominados guyots, que son acumulaciones de material basáltico culminados en
una meseta plana que a menudo tiene restos de antiguos arrecifes coralinos. De hecho son
volcanes que se formaron cerca de una dorsal debido a un gran aporte de magma basáltico
localizado en agunos puntos del rift o en sus proximidades. Se elevaban originalmente más de
2.500 m sobre el fondo oceánico en el centro de la dorsal, por lo que su parte superior quedó
expuesta a la erosión marina -lo que explica su superficie plana-. A medida que se creaba nueva
corteza, los volcanes se iban alejando al tiempo que se sumergían. Al principio, desarrollaron
arrecifes, hasta que la profundidad de su meseta superior era excesiva para el progreso de la vida
de los corales. Los guyots más antiguos pueden encontrarse hoy con su meseta a más de 2.500 m
de profundidad, emergiendo de las llanuras abisales.
A
B
2
V. Courtillot y G.E. Vink (1988): Así se parten los continentes. En A. Udías (ed.): La Tierra: estructura y dinámica.
Libros de Investigación y Ciencia. Prensa Científica: 179-187.
Página
En cuanto a los rift continentales, existe un interesante artículo de Courtillot y Vink (1988)2 que
nos introduce en el concepto desde los modelos de fracturación de los continentes por medio de la
64
Figura 58. A. Estructura de una dorsal oceánica típica. 1, Zona
neovolcánica (alrededor de 1 km de anchura); 2, zona de grietas
paralelas (de 0'5 a 2 km de anchura); 3, graderíos tectónicos (de
alrededor de 10 km de anchura. B. Proceso de formación de esta
estructura
(“rifting”);
figura
procedente
de
http://blue.utb.edu/paullgj/physci1417/Lectures/Plate_Tectonics.ht
ml
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
existencia de valles de fractura en el interior de esos continentes en donde tendrá lugar la
formación de corteza oceánica. Para ello, en primer lugar se desarrolla un sistema de fracturas
dentro de la placa -posiblemente aprovechando zonas de debilidad mecánica preexistentes, como
puede ser una zona de sutura antigua, donde pudo haber tenido lugar una primitiva colisión
continental-, o bien, como propuso Morgan, según un modelo actualmente aceptado, por la acción
de ascenso de una pluma térmica, capaz de originar abombamientos o domos en la corteza con
apertura de sistemas de fisuras repartidas radialmente cada 120°. Conforme se desarrollan las
fracturas, la corteza continental se estira y se adelgaza. Más adelante, el proceso se podrá
continuar en dos de las grietas, en función del posible alineamiento de dos o más domos por la
existencia de tantos otros puntos calientes, quedando el tercer brazo abandonado de cada
abombamiento formando áreas de sedimentación generalmente estables (aulacógenos).
Bajo esta perspectiva, los brazos activos poco a poco propenden a la oceanización progresiva a
medida que el estiramiento y adelgazamiento cortical avanzan. El estiramiento, por un lado,
generará fallas directas que se inclinan hacia el interior del valle formado, de manera comparable a
lo que hemos comentado respecto a la estructura del rift oceánico. Por lo que respecta al
adelgazamiento, será lo que favorezca, tras el hundimiento por densificación de la litosfera, la
entrada de las aguas marinas para abrir el primer esbozo de lo que más adelante pueda ser
propiamente un nuevo océano.
Topográficamente, la imagen que ofrece una morfoestructura como ésta muestra unos rasgos no
muy diferentes de los ofrecidos por la estructura de una dorsal (figura 58). La figura 5 del artículo
de Courtillot y Vink (op. cít.) nos muestra una panorámica desde el eje del valle de fractura del
Golfo de Aden, que abre por el N el valle de rift africano
Igualmente, nos introduce en lo que se ha dado en llamar zonas trabadas, entornos donde las dos
placas permanecen todavía unidas a pesar del estiramiento allí existente. Estas zonas trabadas no
pueden impedir la fracturación de la corteza que se encuentra entre ellas, por lo que empieza a
intruir corteza (litosfera) oceánica basáltica. Se crean entonces valles de fractura que se extienden
rápidamente a través de una litosfera que se está adelgazando progresivamente. Los vértices de los
valles penetran en las zonas trabadas y empiezan a romperlas y a separarlas quedando algunos
brazos abortados a lo largo de los cuales la extensión deja de producirse.
El vulcanismo en estas áreas es bimodal, es decir, se compone de dos tipos de rocas: acidas y
básicas, son muy típicas las rocas alcalinas y peralcalinas, muy ricas en Na, aunque entre las rocas
básicas también son frecuentes las toleíticas (con cierto porcentaje elevado en sílice).
3.3.2. Los bordes convergentes
Como ya hemos señalado, corresponden bien a las zonas de subducción, bien a las zonas de
colisión en función del tipo de litosfera que en cada caso se ponga frente a frente. Así, las primeras
se formarán cuando litosfera oceánica se enfrente bien a otra litosfera oceánica, bien a litosfera
Página
A medida que la extensión avanza, los márgenes donde el estiramiento origina los bloques de falla
que se van hundiendo progresivamente cuando más cerca están del eje del valle se constituyen en
márgenes continentales de tipo pasivo, que no son estrictamente bordes de placa por cuanto éste
se va quedando cada vez más lejos en el mismo eje del valle. Allí, precisamente, se formará con el
tiempo la dorsal oceánica desde la cual se continuará el proceso de extensión del suelo oceánico.
65
Más recientemente, el artículo de Manighetti (1997) nos sitúa en el rift africano para relacionarlo
con la fragmentación continental y con la apertura del mar Rojo, desarrollando el modelo anterior.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
continental; las segundas, cuando se converjan litosferas continentales, si la subducción implica
consumición y destrucción de litosfera oceánica, la colisión continental da lugar a un apilamiento
de litosfera continental con posible arrastre de litosfera oceánica pinzada como consecuencia de la
compresión, en definitiva, con la subducción y la colisión se muestra cómo en estos procesos, la
litosfera oceánica siempre es destruida -obligándola a que se regenere continuamente merced a la
acción de las dorsales-, en tanto que la continental se tiende a conservar en el tiempo, si no a
crecer a expensas de la anterior.
Geográficamente, las zonas de subducción se ubican básicamente en una orla que dibuja con cierto
paralelismo dentro del océano las costas del océano Pacífico. En estas zonas, la mayoría de la
actividad sísmica como la volcánica del planeta se concentra en estas áreas; además, son las únicas
donde se registran los sismos profundos que alcanzan los 700 km. estos terremotos son debidos al
propio avance de la litosfera oceánica subducente bajo la litosfera subducida, así como a la
deformación que aquella litosfera sufre para acomodarse progresivamente a la subducción desde
los instantes previos al inicio del arrastre hacia el interior del manto.
Como la subducción está ligada a la creación de litosfera en las dorsales, entre otras razones por
simple geometría, existirán tanto zonas de subducción rápidas como lentas. Por otra parte, la
convergencia de las placas no es siempre perpendicular a la fosa. Por el contrario, es frecuente que
el movimiento relativo sea oblicuo, actuando la zona de subducción como una gran falla inversa
con una componente de desgarre.
Página
La figura 59 muestra las características principales de una zona de subducción. El primer elemento
que resalta es el prisma de acreción tectónico, llamado así para diferenciarlo del sedimentario que
caracteriza los márgenes continentales pasivos; también se le conoce como complejo de
subducción o cuña de acreción. Es un conjunto de sedimentos cabalgados sobre sí mismos y que, a
menudo, incluyen láminas o fragmentos de litosfera oceánica (en negro). La fosa submarina
("oceanic trench") es una depresión estrecha (de unos 100 km) y profunda (8 a 9 km como media,
66
Figura 59. Bloque diagrama esquemático de una zona de subducción y sus principales partes; tomado de Burchfield
(1988, fig. 6).
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
aunque al pie de las Marianas alcanza los 11 km), que se localiza en el frente del más exterior de
los cabalgamientos, es decir, en el límite entre la corteza oceánica indeformada y el complejo de
subducción. Los cabalgamientos son más jóvenes hacia la litosfera oceánica que subduce y se van
formando a medida que nueva litosfera -con su correspondiente lecho 1 sedimentario- va llegando
a la zona de subducción. Los cabalgamientos más jóvenes son, por tanto, los inferiores. Los más
viejos ocupan la parte superior de la pila y a menudo forman una especie de cresta llamada umbral
externo ("outer are ridge") o rotura de pendiente de la fosa ("trench-slope break").
Cuando el complejo está bien desarrollado, el umbral externo puede llegar a emerger, dando lugar
a una alineación de islas. Algunas zonas del complejo de subducción están formadas por una
mezcla caótica de sedimentos y rocas volcánicas, que en parte es de origen sedimentario por
deslizamientos de pendientes, desmembración de capas y mezcla de fragmentos y, en parte,
también, pueden ser de origen tectónico, debida a múltiples cizallas anastomosadas y
superpuestas. Estas unidades se denominan mélanges y son muy características de los complejos
de subducción.
Aunque los cabalgamientos son la estructura más característica del complejo de subducción, en sus
partes profundas se produce también deformación dúctil con desarrollo de esquistosidad
("cleavage"). Las rocas sedimentarias y la propia corteza oceánica, cuando alcanzan una
profundidad de unos 25 a 40 km, sufren un metamorfismo de bajo grado y alta presión que los
transforma en los denominados esquistos azules, así llamados por el desarrollo de glaucofana, un
anfíbol azul, en las rocas de composición básica. Más abajo aún, la corteza oceánica se transforma
en eclogita.
Por detrás del complejo de subducción suele existir una cuenca sedimentaria que se denomina
cuenca externa ("fore are basin"), que se nutre tanto del umbral externo, si está emergido, como,
sobre todo, del siguiente elemento, el arco volcánico. Una vez dentro del manto, la corteza
oceánica subducida funde parcialmente debido al calor, pero también a que contiene bastante
agua, lo que rebaja el punto de fusión favoreciendo el desencadenamiento de ésta. Los magmas
producidos atraviesan el manto y acaban llegando a la corteza, donde extruyen formando un
cinturón de volcanes muy activo. Los magmas del arco volcánico son básicos, intermedios y ácidos,
formándose estos últimos en la corteza continental por fusión inducida por el calor que aportan los
magmas básicos. El magmatismo es típicamente calcoalcalino, es decir, rico en Ca, y las rocas más
características, si bien no las más abundantes, son las andesitas, algo más ricas en Si que los
basaltos. Éstos son, a su vez, no obstante, las rocas volcánicas más abundantes de muchos arcos.
Página
La zona del arco volcánico no sólo se caracteriza por el vulcanismo. Gran cantidad de los magmas
producidos no llegan a hacer efusión, cristalizando como rocas intrusivas. El calor que aportan
induce en las rocas adyacentes un metamorfismo de alta temperatura y baja presión, debido a que
el gradiente geotérmico es muy alto. Por eso, la signatura metamórfica de las zonas de subducción
y sus arcos volcánicos asociados consiste en dos cinturones metamórficos emparejados y
paralelos: el de alta presión en la zona de subducción y el de baja presión en el arco volcánico.
67
El arco volcánico se forma aproximadamente en la vertical de la línea, donde la litosfera oceánica
subducida se encuentra a una profundidad de unos 100 km, es decir, a unos 100 km de la fosa en
zonas de Benioff que buzan 45° y más lejos las que buzan menos. La parte de la corteza oceánica
que no funde junto a la litosfera mantélica se incorpora al manto astenosférico a unos 800 km de
profundidad, donde las temperaturas de la lámina descendente, que hasta esa profundidad eran
más bajas, se homogeneízan con las del manto en unos 2.200° C.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Ya se ha comentado que la litosfera oceánica es cada vez más gruesa y pesada cuanto mayor es su
edad. Este engrosamiento la vuelve inestable y provoca el inicio de la subducción. De hecho, no
existe ninguna corteza oceánica más antigua de 180 Ma, salvo los fragmentos que fueron
emplazados sobre los continentes y que denominamos ofiolitas. Estos fragmentos representan sólo
la cien milésima parte de la corteza oceánica creada a lo largo del Fanerozoico, por lo que
prácticamente toda la corteza oceánica creada hace 540 Ma hasta hace 180 Ma ha sido consumida.
La densidad de la litosfera oceánica fría es de 0'06 g/cm3 mayor que la astenosfera., por lo que
siempre tiene tendencia a hundirse. No obstante, para hacerlo necesita romperse y los esfuerzos
necesarios para ello sólo se alcanzan cuando la litosfera es ya muy gruesa. El lugar idóneo para la
rotura es el límite entre la litosfera continental y la correspondiente oceánica, que es donde está la
más vieja litosfera oceánica. Y, además, es una zona de debilidad, donde la acumulación de
sedimentos procedentes de la denudación de los continentes genera esfuerzos añadidos obligando
a que esta zona sufra hundimientos subsidentes que ayudan al estiramiento y al adelgazamiento de
la litosfera antes de provocar, definitivamente, la rotura.
Al parecer, esa es la causa de la inversión que se produce en la mitad del ciclo de Wilson. La
inestabilidad de la litosfera en un océano ya viejo transforma sus márgenes pasivos en activos. Los
márgenes continentales activos convergentes son, por lo tanto, márgenes pasivos reactivados. Los
sedimentos de talud y glacis del prisma de acreción sedimentario se deforman dando lugar al
complejo de subducción. Los sedimentos de la plataforma se deforman también, a menudo por una
reactivación de las fallas normales lístricas, como cabalgamientos. Además, son intruidos por los
magmas del arco volcánico y metamorfizados en los cinturones metamórficos de alta y baja
presión.
Página
Para entender la formación de los arcos de islas, hemos de mencionar cuáles son los mecanismos
que mueven las placas. Éstos se estudian más adelante. En la actualidad, la hipótesis más aceptada
es que se forman a partir de márgenes continentales activos que se separan del continente por
creación de una cuenca oceánica estrecha por detrás. La separación se produce por la migración de
la fosa hacia el mar abierto, lo que se debe al peso de la litosfera oceánica. Entonces, la subducción
se inicia cuando la litosfera oceánica es suficientemente gruesa como para poder romper su unión
con la litosfera continental. Esta última no se hunde porque pesa menos que la astenosfera pues la
corteza continental es más gruesa y más ligera. Una vez producida la rotura e iniciada la
subducción, la tendencia al hundimiento es muy grande al no haber ligaduras que la retengan, y
además porque la parte ya subducida es un peso que tira del resto de la placa hacia abajo. Las
partes subducida y no subducida emigran hacia el mar abierto y, con ella, la fosa. Por procesos que
no se comprenden aún bien, esta migración arrastra parte del margen activo desarrollando la
cuenca marginal por detrás de él.
68
Sin embargo, no todas las zonas de subducción se localizan en márgenes continentales. En el
Pacífico occidental existe una serie de archipiélagos arqueados que se conocen con el nombre de
arcos de islas. Éstos están formados por una gran acumulación de material volcánico y plutónico,
así como por sedimentos que provienen de la erosión del edificio volcánico, pero tienen en general
una raíz de corteza continental, Están separados del continente por unas cuencas oceánicas
denominadas cuencas marginales o traseras de arco {"back are basins"), de hasta 2.000 km de
anchura, compuestas de litosfera oceánica joven creada en su propia dorsal (ver figura 45: el
proceso de extensión tras-arco). Fuera de la existencia de estas cuencas, los arcos de islas tienen
esencialmente las mismas características descritas más atrás comunes para todas las zonas de
subducción.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
La razón de que en el Pacífico occidental haya un gran número de arcos de islas y que, en cambio
falten en el oriental debe estar relacionada con la apertura del océano Atlántico. Así, el avance
hacia el oeste de la placa americana (en su conjunto) ha provocado la subducción de gran parte de
la litosfera oceánica del Pacífico, por lo que la dorsal de este océano no está en una posición
centrada (figura 55), sino muy al este y parcialmente subducida ella misma. La litosfera oceánica del
Pacífico oriental es, por tanto, joven, con lo que no resulta probable su desplome, con la
consiguiente separación del arco volcánico y formación de una cuenca marginal.
A
La subducción continuada de una litosfera oceánica puede llevar a dos fragmentos continentales
inicialmente separados a chocar. Este sería el estadio final del ciclo de Wilson -del que nos
ocuparemos más adelante- y el mecanismo que contribuye más eficazmente a la construcción de
69
La forma curvada de los arcos de islas parece deberse al comportamiento rígido, aunque elástico,
de la litosfera y puede entenderse con el símil de la pelota de ping-pong: la litosfera es un casquete
esférico, y, si una parte de ella subduce, tiende a mantenerse sin excesivas deformaciones internas;
ello implica que las distancias entre todos sus puntos tienden a conservarse y ello se puede lograr
adquiriendo una forma esférica pero invertida, es decir, cóncava hacia arriba, como sucede cuando
se abolla una pelota de ping-pong. La intersección entre la superficie esférica original y la nueva es
la zona de flexión de la placa y su forma es la de una circunferencia. El hecho de que la forma de la
traza de las fosas en los arcos de islas se aproxime a la de una circunferencia indica que la
explicación es razonable.
Página
B
Figura 60. A. Diferencias
geométricas entre las zonas de
subducción de tipo andino y
Marianas, B. Diferencias de
proceso entre ambos tipos de
bordes de placa.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
los grandes continentes. Cuando un continente viaja solidariamente con una litosfera oceánica en
subducción y llega a la fosa, puede subducir él mismo una cierta distancia Debido a la flotabilidad
de los continentes, la subducción de los mismos es no obstante limitada y, además, sus partes más
ligeras nunca son incorporadas al manto. La corteza continental acida e intermedia se crea en los
arcos volcánicos, aunque ese crecimiento parece haber sido más rápido en la primera mitad de la
historia de la Tierra, en tanto que en la actualidad este crecimiento es menor. A diferencia de la
corteza oceánica, la "siálica", una vez formada, puede transformarse, pero no destruirse,
simplemente porque flota, por lo que puede afirmarse que los continentes no son geodegradables.
Mientras la subducción puede consumir miles de kilómetros de corteza oceánica, la corteza
continental no puede subducir más allá de unos pocos cientos de kilómetros, y eso sin llegar a
introducirse en la astenosfera, sino manteniéndose pegada a la base de la corteza continental
subducida. No obstante, es una subducción en el sentido más literal de la palabra, que deriva a su
vez del término subfluencia empleado por Ampferer ya en 1909 para referirse a la estructura de los
Alpes, en los que se observaba que parte de la corteza continental se había metido por debajo de sí
misma. En consecuencia, se ha propuesto distinguir dos tipos de subducción: 1, subducción A (por
Ampferer) y 2, subducción B (por Benioff), según que la corteza subducida sea de tipo continental u
oceánica respectivamente.
Finalmente, Anguita y Moreno (1988, fig 6.9 y tabla 6.2) muestran gráficamente un esquema de las
diferencias tanto geométricas como de procesos y estructuras resultantes en las zonas de
subducción (figura 60) ligadas a un margen continental activo (tipo andino) o a arcos de islas (tipo
Marianas).
3.3.3. Los bordes pasivos: las fallas transformantes
Estas estructuras se definen como desgarres que conectan dos tipos de fallas o asociaciones de
fallas y cuya actividad se limita a la zona comprendida entre ellas. Es fácil demostrar esta restricción
desde un punto de vista geométrico y dinámico (figura 61). En realidad fueron definidas para
explicar la cinemática de las placas y su significado se entiende mejor en el contexto de la tectónica
de placas. De hecho, las fallas transformantes son
desgarres aproximadamente verticales que representan
límites de placa transcurrentes y que conectan con bordes
de placa convergentes o divergentes. La figura 62
representa una serie de casos posibles.
Página
Las fallas transformantes más frecuentes se encuentran
transversalmente a las dorsales. En la figura 55 se puede
apreciar cómo cualquiera de las dorsales está en realidad
formada por una serie de segmentos en los cuales se crea
corteza, separados por fallas transformantes paralelas a
ella. En realidad existen muchas más, una cada 50 ó 100
km aproximadamente. La mayoría de estas fallas son
cortas, dislocando la dorsal unas pocas decenas de
kilómetros. Sin embargo, hay algunas, como las de la zona
ecuatorial del Atlántico que muestran dislocaciones de
70
Figura 61. Esquema que muestra el segmento activo en una falla
transformante entre los fragmentos de dorsal separados por la
propia falla.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
varios cientos de kilómetros a casi mil. El movimiento de estas fallas puede apreciarse en la figura
61, donde las dorsales están representadas por líneas dobles. Si se tratase de una falla de desgarre
convencional, posterior a la dorsal, la zona de fractura 1 sería sinistral, pues en el bloque norte, por
ejemplo, la dorsal aparece a la izquierda de donde lo hace en el bloque sur. Sin embargo, este
movimiento es aparente; la falla actúa a la vez que la corteza oceánica es creada y, al expandirse el
fondo oceánico, la corteza del bloque norte a la derecha de la dorsal se mueve hacia la derecha, y,
la del bloque sur a la izquierda de la dorsal, se mueve a la izquierda, con lo que el movimiento de
desgarre es dextral.
Figura 62. Ejemplos de fallas transformantes. Las líneas dobles representan las dorsales y las líneas con púas las
zonas de subducción, con las púas indicando la posición de la litosfera subducida
Este tipo de fallas tiene movimiento esencialmente entre los dos fragmentos de la dorsal y, en el
caso general, entre los límites de placa que conecta, mientras que si se tratase de un desgarre
común, debería extenderse a ambos lados a una distancia considerable para amortiguar el
desplazamiento. La figura 63 muestra con mayor detalle el funcionamiento de una transformante
dorsal-dorsal. Su explicación es obvia.
Página
Las fallas transformantes
tienen actividad sísmica
poco profunda y suele
estar marcada por surcos
(figura 64) en el fondo del
océano, sobre todo las
mayores, y a lo largo de ellas se han dragado anfibolitas y serpentinitas. Los surcos no se forman
evidentemente por erosión, dado que esta es casi inexistente en el fondo oceánico. La hipótesis
71
Figura 63. Evolución de una
transformante dorsal-dorsal con
el tiempo. La trama en (d)
representa la zona deformada
por cizalla simple, en la cual
pueden encontrarse anfibolitas.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
más aceptada es que cuando un segmento de dorsal se acaba contra una falla transformante, entra
en contacto con litosfera oceánica más vieja y, por tanto, más fría. Entonces, el gradiente
geotérmico en esa zona es menor que en el resto de la dorsal y el material fundido se enfría a más
profundidad, con lo que el propio fondo oceánico se genera a mayor profundidad.
b
Las transformantes dorsal-dorsal tienden a ser paralelas al movimiento de las placas, si bien,
ocasionalmente, este movimiento puede ser algo oblicuo, produciendo una cierta convergencia o
una cierta divergencia, estos fenómenos se deben a la interacción de todas las grandes placas entre
sí, que configuran un patrón de movimiento que es inestable y evoluciona continuamente, pero
Página
Debido a la dislocación de las dorsales, la profundidad del fondo oceánico cambia de un lado a otro
de las fallas transformantes. A medida que la litosfera oceánica se aleja de la dorsal en la que se
formó, va hundiéndose. Este hundimiento diferencial a un lado y otro de la transformante
producirá componentes de falla normal en ella. Fuera de la zona comprendida entre los dos
segmentos de dorsal, estos movimientos normales debidos al enfriamiento de la litosfera son los
únicos que se producen de manera regular en las fallas que, por lo demás, ya son inactivas en esa
región.
72
Figura 64. (a) Distintos tipos de perfiles topográficos transversales a las fallas transformantes, que ponen de
manifiesto la existencia de un surco en la traza que marca la posición de la falla, con umbrales laterales. (b) Esquema
de una transformante dorsal-dorsal que muestra la diferente profundidad del océano a ambos lados de la
transformante y su progresivo hundimiento debido al enfriamiento, pudiendo entonces producir componentes
normales en la fallas, incluso fuera del tramo comprendido entre las dorsales; figura procedente de
http://www.britannica.com/EBchecked/topic/602598/transform-fault
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
que suelen ser de duración relativamente corta, reorientándose rápidamente las fallas para
adaptarse a las nuevas condiciones. Por lo tanto, los segmentos de dorsal suelen ser
perpendiculares al movimiento de las placas y las transformantes dorsal-dorsal paralelas, aunque el
límite de placas considerado en su conjunto sea
oblicuo. Así, por ejemplo, la dorsal atlántica en la zona
ecuatorial (figura 55) tiene una dirección NO-SE,
mientras que el movimiento relativo entre África y
Sudamérica es E-0. Sin embargo, en detalle, los
segmentos de la dorsal son N-S y las transformantes
E-0 (figura 65).
Figura 65. Forma aproximada de los márgenes de Sudamérica y
África, y de la forma que tendría la dorsal atlántica si la
expansión pudiera efectuarse de manera oblicua a la dorsal (a).
Abajo, (b), desarrollo de varios segmentos de dorsal separados
por transformantes, lo que permite la expansión oblicua respecto
al trazado medio de la dorsal, pero normal siempre a los
segmentos de la misma.
Otros tipos de fallas transformantes unen dos fosas o
una dorsal y una fosa. Distintos casos transformantes
fosa-fosa pueden verse en la figura 62 (b, c, d), donde
las líneas con púas representan las zonas de
subducción en el sentido ya apuntado con anterioridad. Un esquema en perspectiva de una
transformante de este tipo puede verse en la figura 42, a la izquierda, y un caso real se da en el este
de Australia (figura 55), donde existe una falla transformante que conecta las fosas de Nuevas
Hébridas, al norte, con la de Kermadec-Tonga, al sur, y que llega hasta Nueva Zelanda.
Ejemplos de transformantes dorsal-fosa se muestran en la citada figura 62 (e, f) así como otros
casos más complejos que se proponen para discusión y análisis.
Casos más complejos son los que muestran una relación transformante fosa-unión triple, como el
que recorre la costa occidental de Canadá para unir la fosa de Aleutianas y el sur de Alaska con la
dorsal de Juan de Fuca y la fosa occidental de la placa norteamericana, en casos como éste, el
margen continental es tectónicamente activo pero no se caracteriza por un proceso subductivo,
sino por movimientos transcurrentes. Este tipo de márgenes, que no suelen ser muy estables en el
tiempo, se denominan márgenes transformantes o transcurrentes.
Tabla IV. Hipótesis que tratan de explicar el origen de las fallas transformantes
Confirmaciones/objeciones
J.T. Wilson
Son arcos de círculo centrados en el polo de No siempre concuerda la
rotación de la placa (figura 66)
geometría
D. Turcotte
Son estructuras de contracción térmica
La distribución y el desarrollo
no son regulares
E. Bonatti
Son estructuras continentales heredadas
Concuerda sólo en el
Atlántico
Por último, un tema objeto de debate es el que conduce a la determinación de cómo se originan
este tipo de estructuras. Desde las ideas tradicionales de Wilson (figura 41 a) a las más recientes
73
Hipótesis
Página
Principal impulsor
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
del grupo de Bonatti y otros, la Tabla IV recoge algunas de ellas.
3.4. Causas y consecuencias del movimiento de las placas litosféricas.
3.4.1. Las posibles causas del movimiento de las placas
Existen numerosas discusiones sobre el mecanismo de la tectónica de placas, habiéndose
descartado las teorías antiguas sobre contracción y expansión terrestres. El mecanismo más
probable de transferencia de energía calorífica desde el interior terrestre parece ser la convección
térmica, aunque es objeto de discusión la forma en que ocurre la convección y cómo se utiliza esa
energía para mover las placas, si la convección
es exclusiva de la astenosfera o si el resto de
las capas (mesosfera y núcleo) están también
sometidas a este proceso.
Figura 66. Las fallas transformantes como arcos de
círculo centrados en el polo de rotación de la placa.
Figura procedente de la Enciclopedia Británica
(http://www.britannica.com/EBchecked/media/49484/
Theoretical-depiction-of-the-movement-of-tectonic-plat
es-across-Earths).
La convección en el manto depende de su
propia constitución. Se han detectado dos
discontinuidades importantes en el mismo, a
400 y 650 km, discutiéndose si se deben a
cambios en la estructura de los componentes
o a diferencias en la composición química. En
el primer caso sería posible una celdilla única (figura 67b, a la izquierda), siempre que tos cambios
de fase tuvieran lugar rápidamente, mientras que si existe cambio de composición, tendría que
haber dos celdillas diferentes acopladas, con transferencia de calor entre las mismas por
conducción (figura 67b a la derecha).
Página
74
El peso atómico no cambia a través de la zona de transición, según los datos de las densidades y
velocidades sísmicas, por lo que las corrientes de convección podrían cruzarla en el caso de que los
cambios de fase tuvieran lugar rápidamente. Estos cambios de fase tendrían un efecto positivo
sobre la convección, ya que al ser dependientes de la temperatura, como la del divino a espinela,
las transformaciones de presión baja a alta tendrían lugar a menor profundidad que la media en las
columnas descendentes, y la de alta a baja a mayor que la media en las columnas ascendentes, con
efectos gravitatorios que ayudarían al sistema convectivo (figura 67). Según diversos investigadores
(Ringwood e Irifune, 1988), cuando las placas oceánicas viejas descienden y llegan a profundidades
de 650 km, se doblan y engrosan plásticamente hasta formar un megalito (figura 68) que se
encuentra en equilibrio a esta profundidad y que, si se encuentra en la región descendente de una
celdilla de convección del manto, puede ser incorporada al manto inferior.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
(a)
(b)
Figura 67. La convección térmica: (a) células convectivas convencionales; (b) las dos soluciones clásicas a la
convección en el manto. Explicación en el texto. Tomado de Anguita y Moreno (1991).
Gran número de autores son partidarios de extender la convección a la escala de todo el manto,
incluso conservándose sectores del mismo que no han sufrido mezcla durante gran parte de la
historia de la Tierra. La presencia de terremotos a 650 km de profundidad indica que la litosfera
circula hasta la base de la zona de transición y ello es una prueba de la convección profunda. Estos
terremotos pueden ser debidos a la elasticidad de la litosfera incluso a estas profundidades,
aunque el cese de los mismos indica que se
alcanza un calentamiento de la misma en el
manto.
El problema que se plantea a continuación es el de la distribución de las células convectivas. Se cree
Página
El movimiento de las placas debe ser compensado
con un flujo de retorno en las profundidades del
manto, de tal manera que el material desplazado
por las placas descendentes sea compensado con
material que fluye hacia los centros de expansión.
Diversos autores han sugerido que el material que
está siendo desplazado por las zonas de subducción del Pacífico debe dirigirse a otros océanos que
aumentan de tamaño, y la configuración de este flujo de retorno debe cambiar considerablemente
con el tiempo al cambiar la configuración de las placas.
75
Figura 68. Formación de un megalito como consecuencia
de la subducción y de una capa de harzburgita y basalto
(otrora, litosfera oceánica) entre los 600 y los 700 km de
profundidad.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
que éstas se encuentran bajo las áreas oceánicas, donde se precisa su presencia para explicar el
flujo calorífico que no se puede originar en la corteza oceánica, existiendo sólo una forma
secundaria de convección bajo los continentes, que se manifiesta por la presencia de actividad
volcánica espasmódica de tipo termopluma que libera de vez en cuando el calor acumulado bajo las
regiones continentales.
Según modelos relativamente recientes, como el de impulso lateral del movimiento de las placas, la
litosfera oceánica representa el papel de la parte superior fría de las células convectivas, por lo que
sería de esperar que la distribución de estas células se adapte a la configuración de las placas
oceánicas, de modo que las zonas ascendentes calientes estén situadas bajo las dorsales y las frías
descendentes bajo las zonas de convección.
Una solución buscada para determinar la distribución areal de las células de convección se basa en
las anomalías gravitatorias generadas, de modo que las grandes estructuras profundas habrán de
tener un efecto sobre el nivel del mar o geoide. Éste estará abombado sobre un exceso de masa y
deprimido sobre el defecto correspondiente. Tales anomalías de masa se deberán reflejar en la
batimetría de los océanos, corregida para la subsidencia de la litosfera oceánica con la edad. Las
termoplumas (plumas térmicas calientes ascendentes) se asocian a anomalías positivas en el
geoide, en tanto que las frigoplumas (plumas térmicas frías descendentes) So hacen con anomalías
negativas. Sin embargo, no existe correspondencia entre anomalías positivas en el geoide y
dorsales oceánicas, e incluso algunas dorsales están asociadas a anomalías negativas. Además, los
márgenes constructivos de las placas no se encuentran necesariamente asociados con las partes
ascendentes de celdillas de convección, por lo que la expansión oceánica en algunas ocasiones se
muestra como un fenómeno pasivo en que llega
material del manto a una zona de fusión.
La tomografía sísmica ha proporcionado mucha información importante sobre la estructura
tridimensional del manto. Ya que la convección es impulsada por las diferencias laterales en
temperatura y densidad, dichas variables afectan a la velocidad sísmica, que disminuye con el
Página
Las anomalías del geoide indican que la
convección en el manto tiene tugar a escala
horizontal menor que la de las placas. El
alargamiento paralelo a la dirección de expansión
parece sugerir, al menos para el caso de las placas rápidas, la presencia de una circulación
convectiva a dos escalas. La escala menor, con dimensión horizontal perpendicular a la dirección de
expansión de unos 500 km, tiene forma de rollos alargados que se extienden desde la base de la
litosfera hasta unos 650 km de profundidad, con ejes paralelos a la dirección de expansión (figura
69). Estas celdillas son necesarias para explicar el flujo calorífico observado en la litosfera oceánica
más antigua según McKenzie y colaboradores. Las células pequeñas secundarias no parecen causar
ningún arrastre efectivo neto en la base de la litosfera, por lo que no afectarán al movimiento de las
placas. La circulación a gran escala, con dimensiones horizontales de unos 5.000 km, está formada
por las propias placas y el flujo de retorno complementario en profundidad. No se conoce la
profundidad de la base de las células de convección, pero la geometría de las anomalías se explica
mejor por la inestabilidad de una capa límite caliente relativamente somera.
76
Figura 69, Ilustración esquemática del flujo a gran escala
en las proximidades de una dorsal y las celdillas
longitudinales de pequeña escala superpuestas.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
descenso de la densidad y el aumento de la temperatura (Anderson y Dziewonski, 1984). Si se
determinan las velocidades en el manto, se pueden deducir las diferencias de temperatura y
densidad que son consecuencia de la convección.
También, cartografiando la anisotropía sísmica verticalmente y lateralmente, es posible determinar
aproximadamente la dirección del flujo del manto. Los autores anteriores han calculado un modelo
tridimensional de velocidades en el manto superior por la inversión de numerosos datos de
llegadas de ondas S. Las dorsales oceánicas están sobre manto de baja velocidad, los escudos sobre
regiones de velocidades muy rápidas y los océanos antiguos sobre un manto con velocidades
elevadas. Las velocidades altas probablemente reflejan la presencia de material de manto maduro
que son más fríos y densos que la media, entre 200 y 400 km de profundidad quedan algunos
restos de los caracteres superficiales. La mayoría de las áreas cratónicas están aún sobre anomalías
positivas de velocidad, pero los contrastes de las velocidades son menores que cerca de la
superficie. El origen de este material de alta velocidad bajo los cratones no se conoce, aunque
podría reflejar material que se traslada junto con ellos, implicando que mantienen una continuidad
en profundidad, o también representar material frío subducido que ha sido cabalgado por el
continente.
Se observa también que sólo una pequeña proporción del sistema de dorsales oceánicas retiene
velocidades anómalas en este intervalo de profundidades. La dorsal rápida del Pacífico oriental está
sobre material del manto casi norma! bajo los 200 km. Sin embargo, hay regiones aisladas bajo las
dorsales sobre velocidades bajas que se extienden hasta los 400 km y existen pruebas de que
algunos segmentos de dorsal se alimentan por transporte lateral de material a profundidades
someras. Por debajo de unos 300 km, su distribución es completamente diferente de la de la
superficie. Por ejemplo, existen dos amplias zonas de alta velocidad, una desde el Pacífico
occidental, bajo el sur de Australia a la costa antártica, y otra bajo América de! Sur, el Atlántico
meridional y parte de África. A esta profundidad, las zonas de baja velocidad asociadas con
termoplumas cerca de la superficie cambian a altas velocidades en la zona de transición. Esto
parece indicar que las termoplumas se originan a profundidades someras, aunque también podrían
ser alimentadas desde profundidades mayores por conductos demasiado estrechos como para ser
detectados por e! modelo.
3.4.2. Las consecuencias del movimiento de las placas
El gran atractivo de la tectónica de placas desde sus primeras aportaciones fue la posibilidad de
Página
Bajo estas perspectivas, las placas litosféricas parecen ser movidas por dos procesos físicos que se
superponen: de un lado por el efecto del tirón ejercido por la propia placa subducida a medida que
ésta va penetrando en el manto y va densificando, y por otro por deslizamiento gravitacional desde
las elevadas dorsales hasta las fosas cuando éstas existen. En este esquema, como señalan Anguila
y Moreno (1991), la fusión que se produce en las dorsales es pasiva, es una consecuencia
esencialmente del descenso de la presión que las fracturas originadas por la tensión provocan en la
astenosfera inmediatamente subyacente. Como ya se ha puesto de manifiesto anteriormente,
existen unas placas más rápidas (las que poseen bordes destructivos) que otras (las que carecen de
ellos); y éste parece ser un argumento que confirma el modelo expuesto.
77
Se sugiere la lectura del artículo de Anderson y Dziewonski (1984) y consultar las figuras que se
adjuntan en él, en particular las figs. 3, 4 y 5. En dicho artículo se repasan igualmente las
direcciones en que tiene lugar el flujo en el manto que se pueden deducir mediante análisis
tomográficos.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
integrar en un modelo Global los procesos geológicos a diferente escala, además de, como hemos
comprobado más atrás, ciertos comportamientos animales o la distribución de los seres vivos y de
sus restos fósiles. El primer autor que trató de sintetizar estas ideas fue Tuzo Wilson, que propuso
un modelo de transformación de un continente que ocupaba una sola placa en dos continentes
soportados por sendas placas diferentes separadas por bordes de placa que se podían modificar
con el devenir del tiempo (Ciclo de Wilson; figura 70).
Un esquema clásico de este modelo, tomado de Tarling y Tarling (1986, fig. 43), muestra (figura 71)
paso a paso algunas de estas transformaciones. Otras visiones más precisas merced a las nuevas
perspectivas de las sucesivas investigaciones (figura 72) se detienen en la formación de un margen
continental pasivo, sin avanzar a la formación del margen activo con zubducción asociada.
El magmatismo (figura 73), al igual que el metamorfismo, la sismicidad o la misma orogénesis
(figura 74), son otros de los procesos ligados a la tectónica de placas. Del mismo modo, se explican
mecanismos que en otro tiempo tenían interpretaciones diferentes; es el caso de las transgresiones
y de las regresiones, de las cuales Anguila y Moreno (1991) dan un esquema ilustrativo por medio
de la "deriva continental" y del paso de los continentes sobre topografías creadas por el ascenso de
materiales calientes desde las profundidades del manto.
Página
78
Por último, no podíamos olvidamos de procesos perseguidos por Wegener: los desplazamientos
continentales. Los nuevos conjuntos de datos, unido a la ayuda de superordenadores ha permitido
llevar a cabo reconstrucciones más precisas (figura 75), en las que los encajes de algunos
continentes no se producen necesariamente en las líneas de costa actualmente reconocidas, sino
en el borde de las plataformas continentales. Aun con todo, incluso se producen solapamientos y
vacíos que hoy son fácilmente interpretados desde la dinámica relacionada con los ciclos erosivos o
desde procesos ígneos o tectónicos.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 70. El ciclo de Wilson en
nueve etapas.
(1). Un cratón continental
(supercontinente) es estable
hasta que un cambio en el
manto subyacente una pluma
térmica (2) provoque un
abombamiento en la superficie
del cratón y la formación de un
sistema de fallas directas con
formación
de
un
rift
continental. En este segundo
estadio, los bloques a un lado
y otro del rift comienzan a
desplazarse mutuamente en
sentidos
inversos;
esta
situación es la que a día de hoy
podemos encontrar en el Valle
del Rift africano.
Las fases (7), (8) y (9) son representaciones de la posibilidad de colisiones con otras masas continentales para volver a
producir un nuevo supercontinente, un nuevo Pangea, que, al tiempo que inicie su fase erosiva, inicie también, en
función de la dinámica del manto, unas nuevas fases de fragmentación continental. Figura tomada de:
http://www.ugr.es/~agcasco/msecgeol/secciones/petro/pet_intro.htm.
Una versión cíclica del mismo puede encontrarse en:
http://csmres.jmu.edu/geollab/fichter/Wilson/wilsoncircl.html
Página
Si por un excesivo adelgazamiento de la corteza oceánica en el borde con el continente se produce una ruptura, esa
corteza oceánica continuará su movimiento frente a un gran bloque continental que realizará un movimiento
antagónico frente a aquél; ese movimiento (5) iniciará una subducción y la creación de un orógeno en un borde
anteriormente de tipo atlántico, que ahora pasará a ser de tipo pacífico, con vulcanismo y sismicidad asociadas. Si el
consumo de litosfera en la zona de subducción es más rápida que la creación de litosfera en la dorsal, llegará un
momento que será también consumida en aquélla, por lo que volverán a reunirse (6) los fragmentos anteriormente
unidos que habían iniciado su separación en la fase 2 de este esquema; es el caso del Himalaya actual.
79
En la fase siguiente, (3),
podemos reconocer que en el
eje del rift que se ha formado
ha comenzado a producirse
material volcánico que se
extiende a ambos lados, que
forma una corteza oceánica
primitiva y que contribuye a
incrementar la distancia entre
los dos bloques del cratón
original. De este modo el
espacio
producido
entre
ambos puede ser recubierto de
agua de mar, formándose un
proto-océano o mar en ciernes,
como el Mar Rojo en la
actualidad. Al tiempo que todo
ello va ocurriendo, en los
márgenes de ese mar se
acumulan sedimentos procedentes de la erosión de los fragmentos continentales (4); esta situación es la que
actualmente se corresponde con los márgenes del Atlántico.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 72. La separación continental según Dickinson (1976) e Ingersoll (1988) en Ingersoll y Busby (1995).
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80
Figura 71. La evolución de los continentes y de los océanos: una representación del Ciclo de Wilson según Tarling y
Tarling, 1971.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Figura 74. Orógenos perioceánico (tipo Andes) e intercontinental (tipo Himalaya), de acuerdo con la tectónica
de placas. Figuras de orógeno intercontinental, autor: NASA; bajo licencia de Creative Commons, orógeno
perioceánico, autor: Christopher Walker. Imágenes tomadas de
http://www.iesabdera.com/bg/bgb1/web-6/32_orgenos.html
Página
81
Figura 73. Magmatismo y tectónica de placas.
Figura 75. Imágenes de la deriva continental, según Ziegler y Scotesse, tomado de Siever (1983).
Página
82
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Página
83
Figura 76. Los bordes de placa en el modelo de la tectónica de placas. Imagen, modificada, procedente de
http://isbelciencia.wordpress.com/2011/10/04/¿existe astenosfera/
http://isbelciencia.wordpress.com/2011/10/04/¿existe-la-astenosfera
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84
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
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85
ANEXOS
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86
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
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87
ANEXO I
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
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88
ANEXO II
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
ANEXO III
Página
89
Diagrafías eléctricas para la resolución de estructuras profundas.
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Página
90
ANEXO IV
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Página
91
ANEXO V
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Tomado de Hallam,A. (1976), apéndice 2.
Página
92
ANEXO VI
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
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93
ANEXO VII
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
ANEXO VIII
PERSONAJES QUE CONTRIBUYERON AL CONOCIMIENTO DE LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA
TIERRA Y DE LA DINÁMICA GLOBAL DEL PLANETA
Antonio Snider-Pellegrini
Francis Bacon
(Francia, 1802–1885)
(Inglaterra, 1561-1626)
Andrija Mohorovičić
Emil Wiechert
(Tilsit, Prusia, 26 de diciembre de 1861–19 de marzo
de 1928)
Alexander Logie du Toit
Alfred Wegener
(Sudáfrica, 14 de marzo de 1878–25 de febrero de
1948)
(Berlín, 1 de noviembre de 1880-Clarinetania,
Groenlandia, 2 de noviembre de 1930)
Página
94
(Volosko, Croacia, 23 de enero de 1857 – Zagreb,
Croacia, 18 de diciembre de 1936)
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
Beno Gutenberg
(Darmstadt, Alemania, 4 de junio de 1889-California,
25 de enero de 1960)
Arthur Holmes
Sir Harold Jeffreys
(Gran Bretaña, 14 de enero de 1890–20 de
septiembre de 1965)
(County Durham, Inglaterra, 22 de abril de 1891–18
de marzo de 1989.
Stanley Keith Runcorn
Allan Cox
(Southport, Inglaterra, 19 de noviembre de
1922–San diego, California, 5 de diciembre de 1995)
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de enero de 1987)
Página
95
Inge Lehmann
(Østerbro, Dinamarca, 13 de mayo de 1888-21 de
febrero de 1993)
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
(Londres, 17 de junio de 1939)
John Tuzo Wilson
(Ottawa, 24 de octubre 1908-Toronto, 15 de abril de
1993)
Harry Hess
Edward Bullard
(Nueva York, 24 de mayo de 1906– Woods Hole,
Massachusetts, 25 de agosto de 1969)
(Norwich, Inglaterra, 21 de septiembre de
1907-California, 3 de abril de 1980)
96
Frederick Vine
Brent Dalrymple
(Alhambra, California, 9 de mayo de 1937)
Página
Drummond Hoyle Matthews
(Porlock, Inglaterra, 5 de febrero de 1931- Taunton,
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LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
William Jason Morgan
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LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
BIBLIOGRAFÍA
TEXTOS:
La siguiente relación de textos no se ciñe exclusivamente a los citados en el documento escrito que se adjunta. Más
bien constituye un conjunto de referencias ineludibles en español (alguna -escasa-, ineludiblemente, en inglés o en
francés) a la hora de ponerse al día en los temas referidos. Además de los aspectos generalmente incluidos en las
relaciones bibliográficas, se añade, cuando se dispone de él, el correspondiente ISBN o el ISSN, por cuanto se considera
que son parámetros numéricos importantes en toda búsqueda en las librerías de manuales de cualquier índole; en su
caso, la abreviatura n/d significa no disponible.
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(IMPORTANTE: Se incluyen sólo aquellos artículos no recogidos en los manuales recopilatorios de INVESTIGACIÓN Y
CIENCIA -IC- y/o, en su caso, de MUNDO CIENTÍFICO -MC- y del BOLETÍN GEOLÓGICO Y MINERO -BGM-, o de TÉRRA
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LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE
ÍNDICE
2.2.1. Las primeras aproximaciones al conocimiento de la estructura interna de la Tierra
2.2.1.1. El momento de inercia y la densidad terrestre.
2.2.1.2. La variación de la densidad y de la presión en el interior terrestre
2.2.2. La sismología y la tomografía sísmica
2.2.3. El geomagnetismo y la naturaleza y la dinámica profundas.
2.2.4. Los meteoritos y su valor como indicadores de la composición de las capas profundas de la
Tierra.
2.2.5. Otros métodos.
2.2.5.1. El método gravimétrico
2.2.5.2. La isostasia y el juego de los equilibrios de los bloques corticales.
2.2.5.3. El método geoeléctrico.
2.2.5.4. El flujo térmico terrestre.
2.3. Estructura terrestre: la naturaleza profunda de la Tierra
2.3.1. Las unidades sísmicas y geoquímicas
2.3.1.1. La corteza terrestre
2.3.1.2. El manto
2.3.1.2. El núcleo
2.3.2. Las unidades dinámicas
2.3.3. Otras unidades estructurales: las zonas de transición
3. DINÁMICA LITOSFÉRICA: LA TECTÓNICA DE PLACAS
3.1. Antecedentes.
3.1.1. Los desplazamientos continentales antes del siglo XX
3.1.2. Alfred Wegener y la teoría de los desplazamientos continentales
3.1.2.1. La Ciencia Geológica en los albores del Siglo XX.
3.1.2.2 Wegener y "Die Entstehung der kontinente und Ozeane"
3.1.2.3. Los primeros detractores y abanderados de Wegener.
3.1.3. La década de los cincuenta: exploración de los fondos oceánicos
3.1.3.1 El desarrollo de la investigación oceanográfica geológica y geofísica
3.1.4. La nueva situación.
3.2. La tectónica de placas: fundamentos y argumentos.
3.3. La tectónica de placas: placa litosférica y bordes de placa litosférica.
3.3.1. Los bordes divergentes
3.3.2. Los bordes convergentes
3.3.3. Los bordes pasivos: las fallas transformantes
3.4. Causas y consecuencias del movimiento de las placas litosféricas.
3.4.1. Las posibles causas del movimiento de las placas
3.4.2. Las consecuencias del movimiento de las placas
ANEXOS
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2.1. Las referencias
2.2. La estructura terrestre y la tecnología
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1. INTRODUCCIÓN
2. ESTRUCTURA TERRESTRE: NUEVOS MODELOS
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NOTA DEL AUTOR
El presente documento recoge las anotaciones de un curso de Geología para
profesores de Enseñanza Secundaria impartido en el CPR de Santander durante el
curso 1997/98 por el autor del mismo y recoge modificaciones introducidas
durante la revisión realizada durante el mes de marzo de 2012.
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